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DER
KAISERLICH-KÖNIGLICHEN
> GEOLOGISCHEN REICHSANSTALT
LXVII. BAND 1917.
’ Mit 22 Tafeln.
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wien, 1918.
Verlag der k. k. Geologischen Reichsanstalt.
In Kommission bei R. Lechner (Wilh. Müller), k. u. k. Hofbuchhandlung
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Inhalt.
Seite
Personalstand der k.k. geologischen Reichsanstalt (1. September 1918)... V
Korrespondenten der k. k. geologischen Reichsanstalt 1918 . . .. 2... VIII
ERBE:
Bergingenieur Franz Kretschmer (Sternberg): Der metamorphe Dioritgabbro-
gang nebst seinen Peridotiten und Pyroxeniten im Spieglitzer Schnee-
und Bielengebirge. Mit einer Tafel (Nr. I) und 35 Zinkotypien im Text.
2. Heft.
Dr. Stanislaw Pawlowski: Die Eiszeit in der Czarnohora. Mit einer Karten-
BRRCIEERO EN. a RER EN TR HR en re
Gejza von Bukowski: Der Bau der ee Mezzo Base und Calamotta
(Kolocep) sowie des Scoglio S. Andrea bei Ragusa. Mit einer geolo-
gischen Detailkarte (Taf. Nr. II) in Farbendruck . . 2... ..2.2...
Dr. Radim Kettner: Ueber die Eruptionsfolge und die gebirgsbildenden
Phasen in einem Teile des südöstlichen Flügels des Barrandiens.
(Ein Beitrag zur Kenntnis der variskischen Gebirgsbildung in Mittel-
böhmen.) Mit einer Karte Has Nr. III und einer Tabellarischen Ueber-
BIETEN IE RR ARE sh Ae BCE ale Sr
Privatdozent Dr. Josef Woldrich in ag Die Kreidefauna von Nera-
tovice in Böhmen. Paläontologische Untersuchungen nebst kritischen
Bemerkungen zur Stratigraphie der böhmischen Kreideformation, Mit
drei Tafeln (Nr. IV [U—VI[IIl]) und drei Textfiguren . ........
Fr. Heritsch in Graz: Solenopora (?) Hilberi aus dem oberen Jura von
Tschernawoda in der Dobrudscha. Mit einer Tafel (Nr. VII)... ...
J. V. Zelizko: Neuer Beitrag zur Kenntnis der Gervillien der böhmischen
Oberkreide. Mit einer Tafel (Nr. VIII)
3. und 4. Heft.
Dr. Karl Hinterlechner: Ueber die alpinen Antimonitvorkommen: Maltern
(Nied.-Oesterr.), Schlaining (Ungarn) und Trojane (Krain). Nebst Mit-
teilungen über die Blei-Quecksilber-Grube von Knapovze in Krain. Mit
drei Tafeln (Nr. IX [1]- XI[3]) .... . a
0. Ampferer: Ueber die Saveterrassen in Dan Mit 2 ec ;
Vincenz Pollack: Ueber Rutschungen im Glazialen und die Notwendigkeit
einer Klassifikation loser Massen. Mit sieben Tafel ı (Nr. XII-XVII und
Biier Textigur . . ....... ER SR u 1
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341
405
. 435
IV
. Seite
Dr. Hermann Vetters: Geologisches Gutachten über die Wasserversorgung
der Stadt Retz. Mit 2 Tafeln (Nr. XVII und XIX) .. .. .2..2..461
Wilfried von Teppuer (Graz) und Julius Dreger (Wien): Neue Amussio-
peeten aus steirischen Tertiärablagerungen nebst einigen genlogischen
Daten. Mit drei Tafeln (Nr. XX [I—XXII [III]) und vier Textfiguren . 481
Verzeichnis der Tafeln.
Tafel I:
zu: Franz Kretschmer: Der metamorphe Dioritgabbrogang nel,st seinen
Peridotiten und Pyroxeniten im pieglitzer Schnee- und Bielengebirge. 1
Tafel II:
zu: Gejza von Bukowski: Der Bau der Inseln Mezzo (Lopud) und Calamotta
ıKolotep) sowie des Scoglio S. Andrea bei Ragusa . . . here. 229
Tafel II:
zu: Dr. Radim Kettner: Ueber die Eruptionsfolge und die gebirgsbildenden
Phasen in einem Teile des südöstichen Flügels des Barrandiens. (Ein
Beitrag zur Kenntnis der variskischen Gebirgsbildung in Mittelböhmen 239
Tafel IV j1J--VI [III]:
zu: Dr. Josef Woldrich: Die Kreidefauna von Neratovie in Böhmen. Paläon-
tologische Untersuchungen nebst kritischen Bemerkungen zur Strati-
graphie der böhmischen Kreideformation . . . .. 22. 2.2 20.2.2. 267
Tafel VII:
zu: Fr. Heritsch in Graz: Solenopora (?) Hilberi aus dem oberen Jura von
Teehermamoda in tler MOBrUUECHa .. „ut ae N >) ©
Tafel VIL:
zu: J. V. Zelizko: Neuer Beitrag zur Kenntnis der Gervillien der böhmischen
Oberkreide.. . BETH | EA Pe run urn ne Rn a. Veke
Tafel IX [1]—XI [3]:
zu: Dr. Karl Hinterlechner: Ueber die alpinen Antimonitvorkommen: Mal-
tern (Nied.-Oesterr.), Schlaining (Ungarn) und Trojane (Krain) Nebst
Mitteilungen über die Blei-Quecksilber-Grube von Knapovze in Krain 341
Tafel XII-XVI:
zu: Vinzenz Pollack: Ueber Rutschungen im Glazialen und die Notwendig-
keit einer Klassifikation loser Massen . . 2.2.2.2 2 20. EN al
Tafel XVII und XIX:
zu: Dr. Hermann Vetters: Geologisches Gutachten über die Wasserversor-
Kung dor Btadb Batzii02 1 7a Bar N re Wake u BE
Tafel XX [I] XXIL [IT]:
zu: Wilfried von Teppner (Graz) und Julius Dreger (Wien): Neue Amussio-
pecten aus steirischen Tertiärablagerungen nebst einigen sn
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Personalstand
der
k. k. geologischen Reichsanstalt.
(1. September 1918.)
Direktor:
Tietze Emil, Phil. Dr., Ritter des Leopold-Ordens und des österr.
kaiserl. Ordens der Eisernen Krone Ill. Kl., Besitzer der Ehren-
medaille für 40 jähr. Dienste, k. k. Hofrat, Ehrenpräsident und
Inhaber der Hauermedaille der k. k. Geographischen Gesellschaft
in Wien, III. Hauptstraße Nr. 6.
Vizedirektor:
Vacek Michael, Besitzer der Ehrenmedaille für 40 jähr. Dienste,
k. k. Hofrat, III. Erdbergerlände Nr. 4.
Chefgeologen:
Geyer Georg, Ritter des kais. österr. Franz Josef-Ordens, k. k. Re-
gierungsrat, korr. Mitglied der kaiserl. Akademie der Wissen-
schaften, III. Hörnesgasse Nr. 9.
Bukowski Gejza v. Stolzenburg, k. k. Oberbergrat, III. Hansal-
sasse Nr. 3.
Dreger Julius, Phil. Dr., k. k. Bergrat, Mitglied der Kommission für
die Abhaltung der ersten Staatsprüfung für das landwirtschaft-
liche, forstwirtschaftliche und kulturtechnische Studium an der
k. k. Hochschule für Bodenkultur etc., Präsident der Geologischen
Gesellschaft in Wien, Ehrenbürger der Stadt Leipnik und der
Gemeinde Mösel, III. Ungargasse Nr. 71.
Kerner von Marilaun Fritz, Med. U. Dr., k. k. Bergrat, korr.
Mitglied der kaiserl. Akademie der Wissenschaften, Mitglied der
Kommission für die Abhaltung der ersten Staatsprüfung an der
Hochschule für Bodenkultur, III. Keilgasse Nr. 15.
Hinterlechner Karl, Phil. Dr., k. k. Bergrat, XVIII. Kloster-
gasse Nr. 37.
VI
Bibliothekar:
Unbesetzt.
Vorstand des chemischen Laboratoriums:
Eichleiter Friedrich, Ing., kais. Rat, Besitzer des Kriegskreuzes
ll. Kl. für Zivilverdienste, III. Kollergasse Nr. 18.
Geologen:
Hammer Wilhelm, Phil. Dr., XIII. Waidhausenstraße Nr. 16.
Waagen Lukas, Phil. Dr., Besitzer des Goldenen Verdienstkreuzes
mit der Krone, III. Sophienbrückengasse Nr. 10.
Ampferer Otto, Phil. Dr., II. Schüttelstraße Nr. 77.
Petrascheck Wilhelm, Phil. Dr., XVIII. Scherffenbergasse 3.
Adjunkten:
Ohnesorge Theodor, Phil. Dr., k. k. Landsturmleutnant (derzeit
eingerückt zur militärischen Dienstleistung), III. Hörnesgasse
Nr.: 24.
Beck Heinrich, Phil. Dr., k. k. Landsturmingenieur (z. M. eingerückt),
III. Erdbergstraße Nr. 35.
Vetters Hermann, Phil. Dr., Privatdozent an der k. k. montanistischen
Hochschule in Leoben, k. k. Landsturmingenieur - Oberleutnant
(z. M. eingerückt), III. Tongasse Nr. 3.
Assistenten:
Hackl Oskar, Techn. Dr., IV. Schelleingasse 8.
Götzinger Gustav, Phil. Dr., Preßbaum bei Wien.
Sander Bruno, Phil. Dr., Privatdozent an der k. k. Universität in
Wien, k. k. Landsturmingenieur-Leutnant (z. M. eingerückt).
Praktikanten:
Spitz Albrecht, Phil. Dr. (z. M. eingerückt).
Spengler Erich, Phil. Dr., Privatdozent an der k. k. Universität in
Wien, III. Marxergasse 39.
Für das Museum:
Zelfzko Johann, Amtsassistent, 1II. Löwengasse Nr. 32.
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Für die Kartensammlung:
Zeichner:
Lauf Oskar, I. Johannesgasse 8.
Skala Guido, III. Hauptstraße Nr. 81.
Huber Franz (z. M. eingerückt), VIII. Hamerlingplatz 3.
Für die Kanzlei:
Gaina Johann, Rechnungsrevident im k. k. Ministerium für Kultus
und Unterricht, Besitzer des Kriegskreuzes III. Kl. für
Zivilverdienste, III. Sechskrügelgasse 14.
Kanzleioffiziantin:
Girardi Margarete, III. Geologengasse Nr. 1.
Diener:
Amtsdiener:
Palme Franz, Besitzer der Ehrenmedaille für 40 jähr. Dienste
III. Rasumofskygasse Nr. 23,
‚Ulbing Johann, Besitzer des silbernen Verdienstkreuzes und der
Ehrenmedaille für 40 jähr. Dienste‘III. Rasumofskygasse Nr. 23,
Wallner Matthias, k. k. Offiziersstellvertreter, Besitzer der ihm
zweimal verliehenen kleinen Silbernen Tapferkeitsmedaille,
III. Rasumofskygasse Nr. 25.
Präparator: Spatny Franz, II. Rasumofskygasse Nr. 25.
Laborant: Felix Johann, III. Lechnerstraße 13.
Amtsdienergehilfe für das Museum: Kreye6a Alois, III. Erd-
bergstraße 33.
Amtsdienergehilfe für das Laboratorium: Unbesetzt,
- Korrespondenten
der
k.k. geologischen Reichsanstalt. _ N
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Diplom erneuert für Hofrat Professor Dr. Oskar Lenz zu dessen
70. Geburtstag. |
(13. April 1918.)
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& Verlag der k, k. Geologischen Reichsanstalt. ; |
In Kommission bei R. Lechner (Wilh. Müller), k..u. k. Hofbuchhandlımg i
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BEOLOISCHEN RICHSANSTALS
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Ausgegeben im Februar 1918.
JAHRBUCH
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Der metamorphe Dioritgabbrogang
nebst seinen Peridotiten und Pyroxeniten im Spieglitzer
Schnee- und Bielengebirge.
Von Bergingenieur Franz Kretschmer in Sternberg.
Mit einer Tafel (Nr, I) und 35 Zinkotypien im Text.
I. Teil.
Der dioritischgabbroide Ganglakkolith.
In den Sudeten zwischen den typischen grauen Biotitaugen-
sneisen (Granitgneis) des meridionalen Spieglitzer Schneegebirges
(Dürrer Koppenzug) einerseits, und der Gebirgsrinne March und Bord-
thal sowie Ramsauer Joch lagernden unterdevonischen Sediment-
gebilden anderseits, zieht sich eine „Hornblendegneiszöne*
hin, welche bisher weder in ihrer geologischen Erscheinungsform er-
kannt, noch petrographisch in ihrer Gesamtheit erfaßt und geschildert
wurde, obwohl dieselbe auf ihrem langen Wege von verschiedenen
Autoren bruchstückweise nach Maßgabe ihres beschränkten Arbeits-
feldes beschrieben wurde. Von einer zusammenhängenden Darstellung,
noch viel weniger von einer Auffassung der tektonischen Verhältnisse
ist jedoch in der ganzen Literatur nirgends eine Spur zu finden. Die
Auffassung der fraglichen Gesteinszone als metamorphen Dioritgabbro-
gang von gigantischen Dimensionen, umgeben im Hangenden und
Liegenden von einem sedimentogenen, kontaktmetamorphischen
Schiefermantel ist ganz neu und findet hier zum ersten Male Erwäh-
nung und Begründung. (Siehe hierzu die beiliegende geologische Karte
Tafel 1.)
Die wichtigste Literatur über das in Betracht kommende Gebiet:
welches der Verfasser benützt hat, besteht aus den folgenden geolo”
gischen Abhandlungen und Kartenwerken in chronologischer Reihen”
folge: |
1. Geol. Verhältnisse des Süd- und Ostabfalles der Sudeten, vom k. k. Bergrat
M. V. Lipold. X. Jahresbericht des Wernervereins in Brünn. 1860, pag.
41 u. fl.
2. Geol. Verhältnisse am Nordabfall der Sudeten in Oesterr.-Schlesien, vom k, k.
Chefgeologen G, Stache. X, Jahresbericht des Wernervereins für das Jahr
1860, pag. 54 u. ff.
Jahrbuch d. k. k. geol. Reichsanstalt, 1917, 67. Band, ı. Heft. (F. Kretschmer.) 1
2 Franz Kretschmer. [2]
3. Geol. Karte von Mähren und Oesterr.-Schlesien, bearbeitet vom k.k. Bergrat
Franz Foetterle, herausgegeben vom geol. Wernerverein in Brünn. 1866:
4. Alte geol. kolorierte Generalstabskarte von Oesterreich, 1:144.000. Karten-
blätter Freiwaldau und Mähr.-Schönberg, herausgegeben von der k. k. geol.
Reichsanstalt in Wien.
5. Geognostische Karte vom niederschlesischen Gebirge und den umliegenden
Gegenden. 1:100,000 Bearbeitet von E. Beyrich, G. Rose, J. Roth und
W. Runge. — Darin ist ein großer Teil der „Hornblendegneiszone* richtig
dargestellt.
6. Erläuterungen zu der geognostischen Karte vom niederschlesischen Gebirge,
von J. Roth. Berlin 1867.
7. Die Graphitablagerung bei Mähr.-Altstadt und Goldenstein, vom Bergingenieur
Fr. Kretschmer. Jahrb. d. k. k. geol. Reichsanstalt 1897, 47. Band, pag,
21-56. — Die beigegebene geol. Karte 1:75.000 enthält wohl nur einen be-
schränkten Teil der „Hornblendegneiszone“ richtig und mit allen Einzel-
heiten eingezeichnet.
8. Das Reichensteiner- und Bielengebirge, geol. dargestellt von J. Guckler,
Jahrb. d. k. k. geol. Reichsanstalt 1897, pag. 154 u. ff.
9. Geol. Kartenblatt Mähr.-Neustadt und Schönberg 1:75.000, aufgenommen
vom Chefgeologen G. v. Bukowski, herausgegeben von der k. k. geol.
Reichsanstalt. Wien 1905. — Bringt nur das südwestliche Ende der Horn-
blendegneiszone zur Darstellung.
10. Erläuterungen zum Kartenblatt Mähr.-Neustadt und Schönberg, von G. v.
Bukowski. Wien 1905.
11. Die Moravischen Fenster von Prof. Franz E. Suess. Denkschriften d. kais.
Akad. d. Wissenschaften. Wien 1912, Bd. 88, pag. 541 u. ff.
Es ist leicht begreiflich, daß eine solch großartige Gesteinszone
auf ihrem überaus langen Wege eine mannigfaltige Ausbildung er-
fahren hat und danach von den verschiedenen Forschern eine sehr
abweichende, zum Teil von der Vollkommenheit der Untersuchungs-
methoden abhängige Beurteilung erfahren hat.
Peters schreibt über das Vorkommen bei Böhm.-Eisenberg:
Der sehr spaltbare Hornblendeschiefer des Gneises besteht
aus schwärzlichen, verschränkten Hornblenden und aus Glimmer-
blättchen, ihm ist Serpentin mit Pseudophit und Enstatit
eingelagert. (Jahrb. d. k. k. geol. R.-A. 1859, X. Bd., pag. 227.)
J. Roth: Die zum Glimmerschiefer gehörigen Hornblende-
schiefer, welche sich von Jauernig bis Mähr.-Altstadt und noch
weiter südlich fortziehen, enthalten häufig Feldspat, Quarz, Granat,
Biotit neben dunkelgrüner Hornblende. Ist Hornblende allein vor-
handen, so ist sie meist filzig faserig. Im Hornblendeschiefer treten
Quarzschiefer und Serpentin (zum Teil mit Strahlstein) auf. (Nieder-
schlesien 1867, pag. 215 und 220.)
J. Roth: Hornblendegneis zu Gurschdorf, Mähr. - Altstadt,
Blaschke usw. Der nach Ost und West mit Hornblendeschiefer des
Glimmerschiefers verbundene kaum schiefrige Hornblende-
gneis enthält neben Feldspat, Hornblende, etwas Biotit, wenig Quarz
(oft in Orthoklas eingewachsen), Plagioklas, zuweilen Grauat, Magnet-
[3] Der metamorphe Dioritgabbrogang im Schnee- und Bielengebirge. 3
eisen, Titanit; hie und da gewinnen Quarz oder Feldspat das Ueber-
gewicht. (Niederschlesien 1867, pag. 215.)
G. Stache dagegen erkannte den Hornblendegneis richtig als
Diorit (Jahrb. d. k. k. geol. R.-A., XI. Bd.) und gibt speziell
von dem Diorit zu schles. Woitzdorf folgende Beschreibung: „Der
Woitzdorfer Diorit hat ein mittleres Korn, die dunkelgrünen, fast
schwarzen Hornblendekristalle sind ziemlich regelmäßig und
zu gleichen Teilen mit dem Albit gemengt. Teilweise, und zwar be-
sonders an der Grenze gegen den Granit zu findet sich Glimmer
und Quarz ziemlich häufig als akzessorischer Gemengteil.“ — Wichtig
erscheint die Beobachtung Staches, daß dort, wo der Friede-
berger Granit direkt an den Diorit grenzt, entsendet
erApophysen in den letzteren, und zwar in Form echter Gänge
oder in Lagergängen, wodurch sich unser Diorit als das älteste
Glied in der Reihe der Tiefengesteine erweist.
Auch Laube spricht dasselbe Gestein von Woitzdorf nach
mikroskopischer Untersuchung als Glimmerdiorit an, während
C. v. Cammerlander es als massigen Amphibolit ansah. A. v.
Lasaulx bezeichnete das Gestein bei Wildschütz und schles. Woitz-
dorf kurzweg als Hornblendegneis.
Verf. berichtete in der oben unter 7 angeführten Abhandlung:
„Im Kunzentale bei Mähr.-Altstadt und weiter südwestlich bei Walters-
dorf und Blaschke ist ein grünlichschwarzer, in dicken Bänken
abgelagerter, grobklotziger Hornblendegneis von
granitisch-grobkörnigem Gefüge in sehr charakteristischer,
längs des allgemeinen Streichens von SSW nach NNO angeordneter,
durch die ganze Formationsgruppe anhaltender Gesteinszone entwickelt,
welchem nicht nur örtlich untergeordnete Lager und Stöcke von
Amphibolit interkaliert sind, sondern die auch oben und
unten von zwei Amphibolitzügen umschlossen wird.“
Dem Auftreten dieser symmetrisch gelagerten basischen Ausscheidungen
ist in der beigelegten geologischen Spezialkarte 1:75.000 Rechnung
getragen; das Hauptgestein wurde als granitähnlicher, grobkörniger,
diekbankiger Hornblendegneis ausgeschieden, und zwar im Gegen-
satze zu dem dickschiefrigen Hornblendegneis und Hornblende-
biotitgneis, welcher einen Bestandteil der Altstadt Goldensteiner
stehenden Gebirgsfalte mit ihren Graphitlagern ausmacht und gleich-
zeitige Aufbrüche des dioritisch-gabbroiden Magmas darstellt.
J. Guckler hat die Gesteine jener großen langgestreckten
Masse der in Rede stehenden Zone, welche sich gangartig zwischen
dem niederen und hohen Bielengebirge (von Gurschdorf bis über
Jauernig hinaus) hinzieht, eingehend und mikroskopisch untersucht,
er gelangt ebenfalle zu dem Ergebnis, daß die Hauptmasse des
Gesteins, dem große Hornblendesäulen und große gestreifte Pla-
gioklase ein scheckiges Aussehen verleihen, ein Glimmerdiorit
ist, und zwarinsbesondere mit Rücksicht auf das Auftreten des Glimmers,
der immer tombackbrauner Biotit ist, der jedoch nicht, wie man das
beim Gneis zu sehen gewohnt ist, lagenförmig geordnet, sondern
derselbe findet sich gewöhnlich in größeren Nestern oder Butzen, die
für den Glimmerdiorit charakteristisch sind, oder wie das Mikroskop
1*
4 Franz Kretschmer. [4]
zeigt, gewöhnlich an Hornblende gebunden, zwischen den übrigen
Gemengteilen zerstreut. Nordwestlich schles. Petersdorf findet
man in geringer Ausdehnung ein Massengestein, das sich durch
Anreicherung von Orthoklas als Uebergang des Glimmerdiorits
zum Syenit darstellt, während er am Hutberg (bei Siebenhuben ?)
durch Zurücktreten der Hornblende und Anreicherung des Quarzes
in Hornblendegranit übergeht, verliert sich die Hornblende ganz,
dafür der Biotit zunimmt, so ist das Gestein als Granit zu bezeichnen.
— Auch Guckler hebt die wichtige Tatsache hervor, daß der
Gränitstock von Friedeberg-Weidenau in die große
und langgestreckte Dioritmasse Apophysen und wie
bei Gurschdorf einen Lagergang eingepreßt hat, so daß
der erstere geologisch als das jüngere Glied in der Reihe erup-
tiver Gebirgsglieder, der Diorit als das ältere festgelegt erscheint.
In der nordwestlichen Ecke des Kartenblattes Mähr.-Neustadt—
Schönberg (der österr. Spezialkarte 1:75.000) liegt das südsüd-
westliche Ende unserer langen Hornblendegneiszone, welche
an der großen Störungslinie des Marchtales und Jokelsdorfer
Baches -abschneidet. Jenseits der letzteren finden wir dessenunge-
achtet sehr ähnliche eruptive Hornblendegneise, zum Teil Horn-
blendebiotitgneise von diekbankigem granitähnlichem Habitus,
welche aber bereits einem anderen Spaltensystem angehören, das NW
streicht, mit diskordanter Auflagerungsfläche des Schie-
fermantels. Diese Eruptivgneise wurden von G. v. Bukowski
anfänglich als Tonalitgneise, später als Hornblendegneis
(Amphibolgranitit) eingeführt; von ©. v. John nach genauer mikrosko-
pischer und chemischer Untersuchung als Monzonitund Monzonit-
sneis beschrieben !. Dagegen hat H. Rosenbusch die in Rede
stehenden Eruptivgneise auf Grund der von ©. v. John mitgeteilten
Analyse als zum quarzführenden Diorit gehörig erklärt ?).
Zur Untersuchung hat ©. v. John das Gesteinsmaterial von
Hackelsdorf (westlich Nieder-Eisenberg) vorgelegen, es gehört also
der in Bearbeitung stehenden Hornblendegneiszone an. U. d. M. er-
kannte John, daß der weiße Feldspat unseres Gesteins überwiegend
aus Plagioklas besteht, daß daneben aber auch Orthoklas auf-
tritt, ferner daß zwischen den Körnern von Feldspat und Quarz
sich Hornblende und Biotit (meist miteinander verwachsen) in
unregelmäßigen Lappen hinziehen, wozu Apatit und Titanit in geringer
Menge sich findet. Die Hornblende ist im Schliff meist dunkelbraun
oder dunkelolivengrün, während der Biotit braun erscheint.
Nach den weiter unten folgenden eingehenden mikroskopischen
Untersuchungen des Verf. liegt in dem fraglichen Gestein ein quarz-
armer Hornblendebiotit-Diorit vor. Die von C.v. John aus-
geführte chemische Analyse hat die folgenden Gewichtsprozente
ergeben, welche Zahlen der Verf, nach dem Osann’schen System
ı) Verhandl. d. k. k. geol, R.-A. Wien 1897, pag. 189 — 193.
®) Mikroskopische Physiographie der massigen Gesteine. Bd. II, 1. Hälfte
1907. 4. Aufl., pag. 285.
[5] Der metamorphe Dioritgabbrogang im Schnee- und Bielengebirge. H
auf die Summe 100 umgerechnet und die Molekularprozente, die
Gruppenwerte, sowie endlich die Gesteinsformel berechnet hat.
Nr. I, Hornblendebiotit-Diorit von Hackelsdorf.
Gewichtsprozente Molekularprozente
Kieselsäure 5&0,.... 5818 5818 5895 97:60 63:49
Tonerde ARO;,..... 17:00 1700 1702 1685 1096
Eisenoxyd F&,0,;, ... 202 -— — — —
Eisenoxydul FeO.... 520 7:02 12 9:87 642
Magnesia MgO ..... 3:93 393 3:98 9-85 6-40
Kalkerde CaO ..... 590 5:90 598 10:66 6:93
Bl. 02. 2:96 2:96 3:00 3:18 2:06
Baron NO ...... 340 340 344 5.54 3:60
Phosphorsäure 0, . . 032 0.32 0:32 0:23 0:14
Glühverlust (Wasser) . 0:74 — — —_ —
9965 9871 100-00 15378 100 00
Gruppenwerte:
5 a 1 10 1 ep DS a JE 215 11 VE EP 65159
Gesteinsformel:
563-5 Oy-4 75) Ins Ng-4 ß- Reihe.
Aus den obigen Analysenwerten ergibt sich mit Sicherheit, daß
unser Diorit nicht die chemische Zusammensetzung eines Tonalits,
in mineralischer Hinsicht nicht die eines Monzonits besitzt. Daß .der
Hornblendegneis „ein mit Gmneisstruktur ausgestatteter Amphibol-
sranitit“ sei, wie G@. v. Bukowski meint, beruht wohl auf einem
Irrtum, hierzu fehlt dem Gestein die nötige Menge Orthoklas und
Quarz, welche darin nur eine nebensächliche Rolle spielen.
Vergleichen wir obige Gesteinsformel mit den Osann’schen
Typenformeln, so finden wir, daß unser Diorit dem Typus S weet-
grass mit der dafür berechneten Typenformel Sg1.5 Ag.z Oz; Fi, am
nächsten steht, welcher meist quarzführende Hornblendediorite umfaßt.
Die Berechnung der Kieselsäure ergibt, daß
5:66 A=33'96 Mol”, Si erfordern
5:30 ©==10'60 Mol°/, Si erfordern
es bleiben daher für #—14'45 noch 18:93 SiO,, was zur Bildung von
Metasilikaten aus den in 7 untergebrachten Metalloxyden nicht nur
hinreicht, sondern noch eine kleine Menge freien Quarzes
ergibt.
Der Durchschnitts-Plagioklas berechnet sich zu Ab,ı.32 + Ang-zo
oder zu Abgs — Anzg, was einem basischen Oligoklas an der
Grenze gegen den Andesin entspricht.
Unser Hornblendebiotit-Diorit ist wohl ausnahmslos biotithaltig,
dessenungeachtet geht er selten oder gar nicht in eigentlichen Glimmer-
diorit über, sondern bleibt stets ein typisches Hornblende-
gestein.
6 Franz Kretschmer. [6]
: Die Dioritbrüche der Kremsierer Steinindustrie-
Gesellschaft.
Vom westlichen Ausgange des Dorfes Buschin am Jokels-
bache gegen Jokelsdorf und Hackelsdorf aufwärts kommen wir nach
einviertelstündiger Wanderung zu den Steinbrüchen der gedachten
Gesellschaft. Wir sehen nun an den dortigen vorzüglichen Aufschlüssen,
daß der herrschende Diorit in 1'2 bis 1'6 »n mächtigen Bänken abge-
sondert ist, das Streichen der letzteren ist 2 h O.gd; das Einfallen nach
20 h0 gd ungefähr unter X 45° erfolgt. Nach Maßgabe einer vorläufigen
Untersuchung des Jokelsdorfer Diorits u. d. b. M. konnte ich den
Befund C. v. Johns bestätigen, und zwar erkannte ich an den Streu-
präparaten als Hauptkomponenten farblosen Plagioklas, glasigen
Quarz, olivgrüne Hornblende und in ihrer Vertretung als gleich-
wertigen damit innig verwachsenen Gemengteil braunen Biotit, der
durch seinen starken metallartigen Perlmutterglanz ausgezeichnet ist;
derselbe zeigt fast immer Durchlochungen von Plagioglas; akzessorisch
sind zahlreiche gelbbraune Titanite, Magnetit in X X und Körnern,
zum Teil limonitisiert. — Der Biotit setzt sich bei fortschreitender Ver-
witterung in Chlorit um, davon die modifizierten Gesteinspartien zu-
nehmende Mengen führen, worunter selbstredend die Steinqualität leidet.
Die Hornblende ist mitunter schilfig-stenglig, zumeist aber blättrig,
selten ist sie idiomorph ausgebildet mit Querabsonderung | ce.
Der schöne Jokelsdorfer Diorit wurde von der obgenannten Ge-
sellschaft in mehreren Steinbrüchen für Hausteinzwecke ausgebeutet
und daraus hauptsächlich Grabmonumente erzeugt. Diese Steinerzeug-
nisse ließen im geschliffenen Zustande an edler Steinpracht sowie
Eleganz nichts zu wünschen übrig und ist es daher von diesem Gesichts-
punkte lebhaft zu bedauern, daß die gedachte Gesellschaft den hoff-
nungsvollen Betrieb wieder eingestellt hat. Es ist dem Verf. nicht
bekannt, welche Ursachen zu diesem traurigen Ende geführt haben:
ob Geldmangel oder der Stein zu schwer zu bearbeiten war und des-
halb die Gesellschaft nicht in die Lage kam, den Wettbewerb mit
anderweitigen Erzeugnissen erfolgreich aufzunehmen.
Querprofil durch den Zdiarberg bei Nieder -Eisenberg, und
die Höhe StraZnica bei Hosterlitz.
Westlich Ober - Eisenberg stößt man zunächst auf stark ver-
witterte Tonschiefer und sandiggrauwackige Gesteine von
dickschiefriger und kleinwürfeliger Beschaffenheit, welch letztere an
den östlichen Gehängen des Zdiarberges in mannigfaltige Horn-
felse verlaufen und von zahlreichen Lagern des Amphibolits und
Hornblendeschiefers durchschwärmt werden. Lokal schalten sich
den herrschenden Hornfelsen Gneisglimmerschiefer ein, ins-
besondere nächst dem daselbst ungefähr 300 m breiten Serpentin-
stockwerk. — Jenseits, das heißt westlich des letzteren begegnen
wir mächtigen und mannigfaltigen Hornfelsen, denen sich
auch hier lokal Gneisglimmerschiefer, Glimmerschiefer
und zum Teil mächtige Amphibolite einschalten, womit die Reihe
der kontaktmetamorphischen Sedimentgesteine schließt. Man achte
[7] Der metamorphe Dioritgabbrogang im Schnee- und Bielengebirge. 7
auf die große Aehnlichkeit der Hornfelsgesteine vor und hinter der
Buschiner Querverwerfung, welche so weit geht, daß sich G.
v. Bukowski genötigt sah, seinen „Gneis von Hohenstadt“ (richtig
Hornfels) auch in der Umgebung des Zdiarberges festzustellen und in
das Kartenblatt Mähr.-Neustadt— Schönberg einzuzeichnen.
Nun folgen die Gabbroamphibolite und Gabbroamphi-
bolschiefer, basische Randbildungen am Liegenden des Diorit-
gab broganges, worauf sich Hornblendebiotit-Diorit selbst in
breiter Zone entwickelt -— nun wirft sich in der Gangmitte eine
mächtige basische Ausscheidung von Gabbroamphiboliten ein,
darauf wir zum zweiten Male einer breiten Masse von Hornblende-
biotit-Diorit begegnen; endlich finden wir korrespondierend am Han-
sendsaalbande abermals unserem Gange angehörige Amphibolitmassen
ausgeschieden. Der Symmetrie entsprechend stoßen wir schließlich
auf den Hangendflügel der Schieferumwallung in Gestalt dunkler
Phyllite und verwitterter Tonschiefer, womit das in Rede
stehende Querprofil endigt.
Speziell die sedimentogene Schieferserie am Ostgehänge des
Zdiarberges (also im Liegenden des Dioritganges) läßt einen hoch-
wichtigen und charakteristischen Kontakthof in regelmäßiger Aus-
bildung erkennen, welcher durch natürliche Entblößungen gut auf-
geschlossen ist. Wie wir oben gesehen haben, herrschen hier allge-
mein Hornfelse vor, welche aus sandig-grauwackigen Gesteinen her-
vorgegangen sind und durch Gneisglimmerschiefer bis zum unver-
sehrten Tonschiefer allmälig abklingen. Innerhalb dieser Kontakt-
zone ist die Intensität der Umwandlung proportional der Entfernung
vom Diorit. Die kontaktmetamorphisch beeinflußten Teile unserer
Schieferhülle erreichen eine Gesamtbreite von 1300 m, davon 600 m
auf die Hornfelse, 300 m auf den Serpentinzug Taubenberg—Zdiar-
berg und 400 m auf Gneisglimmerschiefer, Phyllite und Tonschiefer
entfallen.
Die letztgedachten Phyllite und Tonschiefer des Marchtales ent-
halten an ihrer Liegendgrenze gegen den Chloritgneis des Kepernik-
gneismassiv, zwei Lagerzüge von blaugrauem unterdevo-
nischemKalkstein, in deren Begleitung bei Ober-Eisen-
berg—Hosterlitz und Nikles Brauneisenerze auftreten,
darauf im vorigen Jahrhundert ein umfangreicher Bergbau umging,
und zwar sind die Erze in dem Hochofen zu Aloistal verschmolzen
worden. Auf den gedachten Kalksteinlagern geht in der Umgebung
von Böhm.-Märzdorf ein lebhafter Steinbruchsbetrieb um, und zwar
wird der Kalkstein in dem dortigen Ringofen zu Baukalk gebrannt.
— Das umstehende Querprofil Fig. 1 durch den Zdiarberg liefert ein
übersichtliches Bild von den betreffenden Lagerungsverhältnissen.
Die Hornfelse des Dioritkontakthofes in der Umgebung des Zdiar-
berges und seiner Ausläufer.
Auf dem Feldwege, welcher von Ober-Hosterlitz nach dem Zdiar-
berge abbiegt, sind die gedachten Hornfelse zutage anstehend, sie
sind dickschiefrig bis plattig, selten dünnschiefrig, dicht, jedoch wenig
[8]
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Querprofil durch den Zdiarberg bei Nieder-Eisenberg.
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a — Hornblendebiotitdiorit. — 5b = Gabbro-Amphibolit. — c = Lherzolithserpentin.
1 = Hornfelse. — 2 = Muskovitgneis. — 3 = Gneisglimmerschiefer. — 4 = Pyllit. — 5 = Tonschiefer. — 6 = Kalkstein.
7 = Chloritgneis. — 8 = unbestimmte Ampbibolite.
[9] Der metamorphe Dioritgabbrogang im Schnee- und Bielengebirge. 9)
fest, pseudorhomboedrisch kleinspaltig, Bruch splittrig. Das Streichen
wurde mit 2h Ogd, das Verflächen 20 h unter X 40—45° observiert.
Der Hornfels besteht daselbst aus folgenden Komponenten: Fett-
glänzender Quarz ist Hauptgemengteil, wenig Feldspat, mäßig ein-
gestreut mehr oder weniger stark verwittert Biotit, daneben findet
sich etwas Muskovit, beide Glimmer in kleinsten Schuppen ausgebildet,
zahlreiche große Granatkörner, zum Teil zehnmal örößer als das
Korn der übrigen Gemengteile, zuweilen randlich chloritisiert, viele
stark metallisch glänzende Magnetitkörner nebst zahlreichen Büscheln
von Sillimanit. Das Gestein ist somit als ein sillimanit- und
sranatführender Hornfels zu bezeichnen.
a) Disthen—Feldspat—Hornfels.
Weiter bergaufwärts am Nordgehänge der nördlichsten (fünften)
Felskuppe des Zdiarberges, das gegen Unter-Hosterlitz abdacht, wurde
in dortigen Hohlwegen ein feinkörniger Hornfels zutage anstehend
getroffen, worin die Menge des Disthen so vorherrschend wird,
daß er mit dem innig verwachsenen Feldspat sowie dem dazwischen
in Lagen eingeschalteten Quarz zu den Hauptgemengteilen gestellt
werden muß, dagegen fleischroter Andalusit nur Nebengemengteil
ist. Akzessorisch sind sehr viele Körnchen und Oktaederchen von Mag-
netit im ganzen Gestein allüberall eingesprengt (der gern zu Limonit
höher oxydiert), auf Strukturflächen warzenförmiger Ilmenit und schließ-
lich spärliche Aggregate des Muskovit.
Der erst u. d. binok. M. erkennbare Disthen tritt in überaus
feinen Nadeln und Fasern zu Büscheln und gedrehten Strähnen ge-
ordnet auf, zuweilen ist er radialfaserig und rosettenförmig, die Aggre-
gate des öfteren zu einem Filz verwoben; seine. Nadeln erscheinen
säulenförmig, weiß, grau und erbsgelb, ihre Lage zur alten Schieferungs-
ebene kann eine beliebige sein. Es wechseln Lagen des Feldspats
mit dem filzigen und büscheligen sowie strähnigen Disthen verwachsen
‚einerseits, und mit den Quarzlagen anderseits, dabei sind die feinen
Disthenfasern meist parallel zur Schieferungsebene gestreckt und darin
kreuz und quer gelagert. Derselbe ist oft in überaus feinschuppigen
Serizit umgewandelt.
Im Dünnschliff u. d. P. M. erkennen wir, daß diese Felsart
wesentlich aus Feldspaten, und zwar Orthoklas nebst Plagioklas
besteht, um dessen Kristalle und Körner sich ein nadeliges und
säuliges Mineralaggregat flaserig herumlegt, beziehungsweise dasselbe
scheinbar umfließt sowie die Feldspate durchspießt. Quarz scheint bis
auf einige Einschlüsse in den Feldspaten ganz zu fehlen, Glimmer
suchen wir vergeblich. Das nadel- und säulenförmige Mineral erkennen
wir mit völliger Gewißheit als Disthen.
Der letstere ist im durchfallenden Licht weingelb und blaßblau ;
der Pleochroismus zwischen bläulich, hellgelb und farblos wechselt;
im Habitus langnadelig und säulenförmig nach c, ohne terminale
Kristalllächen, gewöhnlich zackig abgebrochen oder pinselähnlich
ausgefasert; fast durchwegs Zwillinge, selbst die feinsten
Nadeln sind ‚Zwillingshäftlinge nach dem Gesetz Zwillingsebene M,
Jahrbuch d. k. k. geol. Reichsanstalt, 1917, 67. Band, 1, Heft. (F. Kretschmer.) 92
10 Franz Kretschmer. | 10]
Drehungsachse die Normale darauf, sehr häufig nach Art der Plagioklase
polysynthetisch wiederholt;auchstaurolithähnliche Durch-
kreuzungszwillinge nach (212) und anderen Flächen, jedoch nicht
in gleicher Vollkommenheit wie am Staurolith. Die Spaltbarkeit durch
scharfe Längsrisse parallel (100) markiert, ist sehr vollkommen, die
Spaltrisse nach (010) weniger vollkommen, hierzu tritt noch eine basische
Absonderung nach (001) fast immer vorhanden, jedoch die groben
Risse spärlich eingeteilt. Die Lichtbrechung ist hoch n — 1'72, daher
das hohe Relief, wodurch sich die Disthenaggregate von ihrem feld-
spatigen Untergrunde scharf abheben; die Doppelbrechung 7— «= 0'013
nach Maßgabe der intensiv goldgelben Interferenzfarben, dagegen
+--B nur 0:007. Die Achsenebene geht durch den ebenen spitzen Winkel
von (100) und ist zirka 33° gegen c geneigt, die spitze negative
Bisektrix steht fast senkrecht auf (100). Die gemessene Auslöschungs-
schiefe auf M (100) wurde X ce: c 33° gefunden, dagegen ist die schiefe
Auslöschung auf 7’ (010) mit 5—8° ermittelt worden.
Der Orthoklas ist durch seine Aggregatpolarisation bemer-
kenswert, er ist da und dort braun und schwarz bestäubt, auch ent-
hält er öfters als Einschluß einzelne Quarzkristalle der
komb. Form» P.R.—-R deutlich unterscheidbar; selten ist er mit
zahllosen punktartigen Quarzkörnchen granophyrisch
durchlocht. — Der nicht zu häufige Plagioklas ist durch seine
überaus feinen Zwillingslamellen nach dem Albitgesetz charakteri-
siert, was auf dessen sauren Charakter schließen läßt. Der Anda-
lusit gehört bloß zu den Nebengemengteilen, er ist in der Regel so
stark mit Graphitstaub erfüllt, daß er völlig schwarz
und undurchsichtig wird, was seine Feststellung erschwert, das
Relief der Andalusitkörner erhebt sich nur wenig über deren feld-
spätige Umgebung; die Schnitte desselben sind in der Regel unregel-
mäßig, des Öfteren aber auch quadratisch geformt. — An die Disthen-
aggregate gebunden, finden wir häufig größere Kristalle und Körner
von opakem schwarzem Magnetit.
Die Struktur dieser Hornfelse ist nicht richtungslos, vielmehr
tritt die alte Schieferuug in einer angenähert parallelen Anordnung
des faserigen Disthen hervor, worin auch die nematoblastische
Struktur des Gesteins begründet erscheint. Die vorstehend geschil-
derten Gemengteile stoßen entweder stumpf, zumeist aber etwas
zackig aneinander, stehen also unter sich im Hornfelsverband.
b) Andalusit—Plagioklas—Hornfels nächst dem unteren
Serpentinbruch bei Buschin.
In nicht minderem Grade charakteristisch und von hohem Inter-
esse sind jene Hornfelse, die sich unmittelbar im Liegenden und
Hangenden des Serpentinstockwerkes dicht unterhalb Buschin am
linken Steilufer des Jokelsbaches ausbreiten und insbesondere am
Liegenden des Serpentins vorzüglich aufgeschlossen sind. Diese
überaus dichten Gesteine sind infolge von Pressungen im hohen Grade
zerklüftet, demzufolge kleinklüftig und würfelig spaltbar, übrigens sehr
zähe und fest, von muscheligem bis unebenem Bruch; ihr Korn ist
[11] Der metamorphe Dioritgabbrogang im Schnee- und Bielengebirge. 11
jedoch so klein, daß der Mineralbestand durch das &inok. Mikr. an
Streupräparaten nicht aufgelöst werden kann. Gelegentlich entwickeln
sich darin Schmitze und Lagen grobkörniger Gneisglimmerschiefer;
als weitaus vorwaltender Typus ist jedoch ein überaus dichter, grün-
liehgrauer Hornfels vertreten, welcher ebenfalls durch die diori-
tisch-gabbroide Kontaktmetamorphooe zu Hornfels geworden.
Das mikroskopische Dünnschliffbild gestaltet sich folgender-
maßen: Als Hauptgemengteile sind deutlich zu erkennen Quarz,
Feldspat und Andalusit, die sich betreffs ihrer Mengenverhält-
nisse das Gleichgewicht halten und ein teils mittelkörniges, stellen-
weise mehr feinkörniges Gemenge vorstellen; darin liegen durch den
ganzen Schliff verbreitet zahllose Skelette (keine Kristalle) von
Hornblende, ferner sind zu nennen Graphitpartikeln, in der Regel
als Einsschluß im Andalusit; eingesprengt sind ferner Magnetit in
modellscharfen Kristallen und ,schlackenähnlichen Ilmenitformen.
Zwischenräumlich der Körner gedachter Hauptgemengteile ziehen sich
überaus feinkörnige Schmitze hindurch, welche auf das Binde-
mittel des Ursprungsgesteines hinweisen, womit örtlich Pa-
rallelstruktur angedeutet wird, beziehungsweise Körnerreihen ergibt.
— Außerdem ist der Schliff von merkwürdigen Adern nach ver-
schiedenen Richtungen durchzogen, welche mit Skeletten der Horn-
blende, kleinsten Kristallen von Andalusit, Körnchen von Quarz und
Feldspat sowie feinsten Grapbitteilchen erfüllt sind, es sind dies
zweifellos sekundäre Infiltrationen. Durch die mehr oder weniger im
Gestein angereicherte Hornblende empfängt dasselbe einen graugrün-
lichen Stich. Uebrigens herrscht in unserem Gestein Hornfelsver-
band, teils mit stumpfem Anstoßen der Körner, namentlich der An-
dalusite, teils nicht mit verzahntenı, wohl aber buchtigem Ineinander-
greifen. Glimmer fehlen dem Gestein gänzlich.
Den Feldspat im vorliegenden Gestein müssen wir wohl größten-
teils dem Plagioklas zurechnen; es sind meist isometrische, zum
Teil weizenkornähnliche Körner mit und ohne Zwillingslamellen nach
dem Albitgesetz, selten auch Periklingesetz. Die Auslöschungsschiefe
in Schnitten 1 P und M beträgt X 10 bis 16° gegen die Trasse der
meist schmalen Lamellen gemessen, entsprechend 71°/, Ab —+-29°%/, An,
bis 64%/, Ab+-36°/, An, was basischen Oligoklas bis sauren
Andesin bestimmen läßt. Viele Feldspate erscheinen infolge Ver-
witterung braun bestäubt.
Selbstredend ist es auch in diesem Falle das Kontaktmineral, der
Andalusit, dem sich unser spezielles Interesse zuwendet; er ist
teils in quadratischen Querschnitten, teils in rechteckigen Längsschnitten
zu sehen, also automorph nach (110); die gute Spaltbarkeit liefert
in den Querschnitten überaus feine, sich rechtwinkelig kreuzende
Spaltrisse, wodurch sie eine gewisse Aehnlichkeit mit Basisschnitten
farbloser Pyroxene erhalten; öfter erscheinen jedoch die Schnitte zu-
gerundet oder sonst verstümmelt. Die geschilderten Säulchen ent-
sprechen dem Verhältnis Dicke zur Länge 1:3 und enthalten massen-
haft nicht näher bestimmbare schwarzbraune Punkteinschlüsse, die
man als kohlige Substanz deutet? Andere Einschlüsse bestehen
aus einzelnen Quarzkörnern und Skeletten der Hornblende.
2*
12 Franz Kretschmer. | 12]
Im Schliffe erscheint unser Andalusit farblos, aschgrau und schwarz-
braun bestäubt, ohne Pleochroismus; Lichtbrechung n — 1'64, daher
merklich höheres Relief als im Quarz, die Doppelbrechung auf (010)
—%. — 0'011 demzufolge sattgelbe Interferenzfarben, also höher als
im Quarz, der optische Charakter ist negativ.
DiesaftgrüneHornblende bringtnur mannigfaltige Skelette
zustande, oder es kommt nur zur Ausbildung kleiner Körner, niemals
vermag sie das ihr eigentümliche Prisma zu bilden, obwohl sie intensiv
grasgrün gefärbt ist, ihr Pleochroismus sehr schwach oder gar nicht
vorhanden, sowie sie auch dergestalt schwach doppelbrechend ist, daß
sie kaum auf das polarisierte Licht einwirkt. Dieses Verhalten der
Hornblende ist für Kontaktgesteine charakteristisch.
Es kann nach obiger Zusammensetzung kein Zweifel darüber
obwalten, daß wir es im vorliegenden Gestein mit einem echten
glimmerfreien, andalusitführenden Hornfels zu tun haben.
c) Andalusithornfelse in den Steinbrüchen nächst dem
Daubrawitzer Hof bei Nieder-Eisenberg.
An den südwestlichen Ausläufern des Bergrückens „Hora“ ge-
nannt, befinden sich oberhalb des Daubrawitzer Wirtschaftshofes, rechts
am Wege nach dem fürstlichen Hegerhause zwei große Steinbrüche,
welche das Schottermaterial für die Reichs- und Bezirksstraßen der
Umgebung liefern, an jener Stelle wo die neue geologische Spezial-
karte (1:75.000) Phyllit verzeichnet.
Diese Gesteine von eminent praktischer Bedeutung hat Verf.
als Hornfelse erkannt; sie sind überaus feinkörnig und dicht, dabei
ungemein zähe und hart, grobschiefrig, in dieken Bänken abgelagert,
von muscheligem Bruch, das allgemeine Schichtenstreichen ist 2 h,
das Einfallen im ersten Bruche 8h, im zweiten Bruche 20h, demzu-
folge die Schichten daselbst einen Spezialsattel formen. Eine Unter-
suchung u. d. binok. M. an Streupräparaten vermochte nur soweit
Aufklärung zu bringen, daß in den gedachten Steinbrüchen zwei
Gesteinsmodifikationen herrschend sind, und zwar ein bläulichgrau
meliertes überaus dichtes Gestein, das heißt ein Hornfels,
dem wir sogleich unten folgend eine Dünnschliff-Untersuchung widmen
wollen, dagegen ist die zweite Felsart ein rötlichgrau meliertes
Gestein, worin wir mikroskopisch viele Granatkörner erkennen,
das also als ein granatführender Hornfels zu benennen wäre.
Die Strukturflächen des ersteren Hornfelses sind mit Kalzit überrindet,
demzufolge derselbe mit FC! lebhaft braust und wobei eine ansehn-
liche Menge von FeCl gelöst wurde. i
Im Dünnschliff u. d.P. M. von dem bläulichgrauen Hornfels
beobachten wir krummlinig verlaufende Körnerreihen von Andalusit
und Quarz als Hauptgemengteilen, zwischen deren Körnern sich ein
fast submikroskopisches Aggregat hindurchschlängelt, das
wahrscheinlich aus kleinsten graphitischen und quarzigen sowie
andalusitischen Partikeln besteht, das allem Anscheine nach aus
dem Bindemittel des sedimentogenen Ursprungsgesteins entstanden
ist; dasselbe Aggregat läßt zum Teil eine lagenweise Anordnung
[13] Der metamorphe Dioritgabbrogang im Schnee- und Bielengebirge. 13
erkennen und verrät dadurch die ursprüngliche Schieferung, die
im fertigen Hornfels verschwunden ist. Im Schliff regellos verteilt
finden sich nest- und aderförmig angehäufte Aggregate von gelbbraunem
Titanit (Grothit) nebst feinhaarigem rotbraunem Rutil, welche in
ihrem Innern noch Relikte von Ilmenit bewahren, die uns betreffs
der abgelaufenen Umwandlungen nicht im Unklaren lassen. Ak-
zessorisch sind modellscharfe Kristalle von Magnetit und mannigfaltig
gefaltete, skelettartige Ilmenitformen und vereinzelte Körner von
Plagioklas, dagegen Biotit und Muskovit gänzlich fehlen.
Während den übrigen Gemengteilen (bis auf den Magnetit) auto-
morphe Ausbildung mangelt, eignet solche dem Andalusit im hohen
Grade; derselbe bringt vorwiegend quadratische Basisschnitte, weniger
parallelogrammische Längsschnitte zur Geltung, welche zusammen dem
gedrungenen Prisma (110). (001) entsprechen. Die Spaltbarkeit nach
(110) ist in den quadratischen Querschnitten nicht zu erkennen, da-
gegen bemerkt man in den Längsschnitten sehr feine parallele Längs-
risse. Im Dünnschliff aschgrau, ohne Pleochroismus; Achsenebene ist
(010) spitze Bisektrix a = c, der optische Charakter ist negativ, gerade
Auslöschung parallel zu den Prismenkanten, Lichtbrechung rn — 1:64,
demzufolge gegen Quarz höheres Relief, dagegen die Doppelbrechung
auf (010) etwa wie Quarz —a. —= 0'007, dagegen auf (uOl) nur Y---ß
— 0'005, daher die graublauen Interferenzfarben. Besonders charakteri-
stisch ist die Anordnung der graphitischen FEinschlüsse,
womit fast alle Individuen dicht erfüllt sind, sie sind in der Regel
zentral angehäuft, hingegen die Ränder der Kristallschnitte frei
bleiben; außerdem sind die Andalusitschnitte von einer Unmasse
kleinster Quarzkörnchen poikilisch durchwachsen, so daß sie
fast gänzlich durchlöchert aussehen. — Die aus den kleinsten Indivi-
duen zusammengefügten Titanitaggregate sind in Form von
Nestern und Adern (Grothit), selten in Einzelkristallen (farbloser
Titanit), akzessorisch Rutil durch den ganzen Schliff verbreitet. Daß
diese Menge Titansäure nicht in dem toniggrauwackigen Ursprungs-
gestein vorhanden war, ist klar, zweifellos ist sie später. durch die
dioritisch-gabbroide Kontaktmetamorphose zugeführt worden.
Die Struktur des Gesteins entspricht dem pflasterartigen
Hornfelsverband, es findet insofern kein stumpfes Anstoßen
der Körner statt, als sie unmittelbar vor dem geschilderten umgewan-
delten Bindemittel umschlossen werden. Somit stellen es Struktur und
Mineralführung außer allen Zweifel, daß wir es in den Steinbrüchen
beim Daubrawitzer Hof mit einem für Eruptivkontaktgebilde
so überaus charakteristischen Andalusithornfels zu tun
haben. — Das zweite in denselben Schotterbrüchen vorkommende,
ebenfalls für Beschotterungszwecke ausgebeutete Gestein müssen wir
demnach als einen granatführenden Andalusithornfels
bezeichnen.
Mit vorstehenden Untersuchungen ist der Nachweis erbracht, daß in
der Umgebung des Serpentinstockwerkes Buschin— Taubenberg—Zdiar-
berg teils Andalusit-Plagioklas-Hornfelse, teils Disthen-Feldspat-Horn-
felse vorherrschend sind, welche den dioristischgabbroiden Ganglakkolith
in seinem Liegenden begleiten und den Serpentinfels rings umschließen,
14 Franz Kretschmer. [14]
Am Linksgehänge des Tschödrichertales ist der
kontaktmetamorphisch beeinflußte Schiefermantel auf der Anhöhe
StraZnitza bei Hosterlitz rund 700 m mächtig und zeigt folgende
Entwicklung:
Zunächst treffen wir auf dem Feldwege, welcher aus dem Ober-
dorf nach der Straänitza führt
1. stark verwitterte Tonschiefer und Phyllite,
2, rostigbraungelbe granatführende Muskovitschiefer
blättrig und schiefrig.
Bevor wir in den Hochwald am Ostgehänge des Wolfsberges
(Kote 568 m der Spezialkarte 1: 75.000) eintreten, finden sich weiter
3. dichte dunkelgraue Andalusithornfelse mit eingespreng-
ter Hornblende und Biotit,
4. dichter erbsgelber Biotithornfels mit neugebildetem
Granat, harzglänzendem Staurotith, Turmalin (Schörl) und
mettallisch glänzendem Magnetit eingesprengt. Alsdann beschließen
diese Reihe der Kontaktgebilde:
5. dichter erdfarbiger und erbsgelber normaler Hornfels mit
spärlichem Biotit und Muskovit, viel eingesprengtem Magnetit, der
gern zu Limonit verwittert. Solcher Hornfels ist besonders mächtig
entwickelt in der Zone, welche unmittelbar an die Gabbroamphibolite
am Liegendsaalbande der Dioritgabbroganges anstößt.
Der Hornfelszone sind Hornblendeschiefer, beziehungsweise Am-
phibolite von geringer Mächtigkeit eingelagert; die Breite der ersteren
beträgt auch hierorts beiläufig 600 m.
Der große Dioritgabbrogang zeigt auch im Tschödrichertal
eine Breite von rund 2 km und besitzt genau wie bei Buschin außer
den beiden Amphibolitzügen am Liegend- und Hangend-Saal-
bande eine auffallend mächtige Gabbroamphibolitzone in
zentraler Lage, welche ungefähr 600 m in der Breite mißt und
speziell in der Waldstrecke Bukowa und auf der Karlovahora mit
ihren dunklen und wild zerklüfteten Felsmassen zutage ansteht.
Die gewaltigen Dioritmassen in der bezeichneten Lokalität sind
als quarzführender Hornblendebiotit-Diorit, und zwar in
zwei Varietäten vertreten: einer dunklenmit vieltombakbraunem
Biotit, dann einer hellen Varietät, darin der letztere zurücksteht,
dagegen Plagioklas sich mehr in den Vordergrund schiebt, dem
sich Quarz zugesellt. Beide Varietäten enthalten als Gemengteile
grüne und braune Hornblende mit dem Biotit innig verwachsen,
akzessorisch sind viele Körner und Kristalle von braun- und goldgelbem
Titanit sowie auch Rutil häufig mit dem Biotit verwachsen, Magnetit
scheint nicht zu fehlen. In der hellen Dioritvarietät überwiegt die
Menge der Hornblende den Biotit; auf ihren Verwitterungsflächen
kann man deutlich unterscheiden, daß die Menge des Quarzes gegen
diejenige des Plagioklases wohl zurücksteht, aber immerhin sehr er-
heblich ist; schätzungsweise besteht unser Gestein aus 50 °/, Hornblende
und Biotit, 30°/, Plagioklas und 20°, Quarz. Solcher Quarzglimmer-
diorit ist namentlich’auf der Karlowahora in 1’5 m mächtigen, nach 2 hı
streichenden, 20h fallenden Bänken abgesondert und hier in großen
[15] Der metamorphe Dioritgabbrogang im ‚Schnee- und Bielengebirge. 15
nackten Felsmassen zutage anstehend, so daß in dieser Lokalität als
auch am Wolfsberg Gelegenheit geboten wäre, den Diorit in großen
Werkstücken für die Steinindustrie auszubeuten,
Daß Kalksilikatfelse unter den durch unseren Ganglakko-
lithen hervorgerufenen Kontaktgebilden nicht fehlen, überzeugte sich
Verf. im Nieklesgraben, wo man am Hangenden des gedachten
großen Dioritgabbroganges an der Grenze gegen die Serpentinfels-
massen des großen Lerchberges Kontaktgebilde beobachtete, welche
insbesondere durch ihre ausgebreitete Epidot- und Granatbildung
charakterisiert sind. Dieses Gestein besteht im vorliegenden Falle
aus einem überaus feinkörnigen Gemenge von neugebildetem Epidot,
Granat, Pyroxen (Diopsid?), Plagioklas nebst Chlorit, akzess.
Titanit und Ilmenit, worin sich viel Kalzit als Reste der Ursprungs-
gesteine erhalten hat. — Indem die Hauptkomponenten dieser Kon-
taktgebilde auseinander treten, wird Epidotfels nebst Granatfels
ausgebildet, oder Epidot und Granat folgen sich in abwechselnden
Lagen und Trümmern, so wie auch das Kontaktgestein bloß durch
Epidot gelbgrün oder durch Granat orangerot gefleckt ist. Speziell
der Epidotgranatfels ist stellenweise mehr oder weniger porös
und erhält dadurch das Aussehen eines Sinterungsproduktes. Die ge-
dachten Kontaktgesteine brausen stark mit Säuren, welche Reaktion
ebenfalls auf die Anwesenheit eines bedeutenden Kalzitgehaltes hinweist.
Diese Kalksilikatfelse sind jedenfalls auf die dioritisch-gabbroide
Kontaktmetamorphose zurückzuführen und nicht etwa auf die Einwir-
kung der ultrabasischen Eruptivgesteine (Serpentinstöcke), weil die
Möglichkeit der Kontaktmetamorphose bereits früher erschöpft war,
denn die gedachten Kontaktgebilde hatten bereits vor den ultraba-
sischen Nachschüben ihre vollkristalline Beschaffenheit erlangt.
Querprofil des metamorphen Dioritgabbroganges im oberen
Marchtal oberhalb Hannsdorf.
Ein großartiges natürlichesQuerprofil durch den gedachten
gigantischen Ganglakkolith und seiner symmetrischen kontakt-
metamorphen Schieferumwallung liefert das obere Marchtal zwi-
schen Hannsdorf und Blaschke, welches hier als typisches Quertal
verläuft, vervollständigt durch die instruktiven Aufschlüsse längs der
mährischen Grenzbahn, und zwar tiefe Felseinschnitte und große
Tunnelanlagen.
Unmittelbar westlich der Station Hannsdorf bis zur nächsten
Wegübersetzung stehen tonschieferähnliche Pbyllite an, die
von Minettefelsgängen durchsetzt werden; nun folgt eine
mächtige Partie muskovit-biotitreicher Schiefergneise
und zuletzt jene Hornfelszone, welche sich gegen die Kolonie
Weinberg fortsetzt, womit die sedimentogene kontaktmetamorphische
Gesteinsserie abschließt. — Nun folgt die mächtige Masse der
Gabbroamphibolite des Liegendzuges, darauf liegt der
dunkle grobkörnige Hornblendebiotitdiorit, welcher von hier
über Waltersdorf, Hohenseibersdorf, Kratzdorf gegen NNO fortstreicht.
Der Hornblendebiotitdiorit läßt auch hier durchwegs NW-Fallen seiner
16 Franz Kretschmer. [16]
dicken Bänke erkennen und liegt darin der Blaschker-Tunnel. Am
Westausgange des letzteren beginnt jene mächtige Partie der han-
genden Gabbroamphibolite, welche bei dem Bahnviadukt
nächst den letzten Häusern von Blaschke die Bahnstrecke übersetzt,
hier auf ungefähr 100 m vorzüglich durch den Felseinschnitt auf-
geschlossen ist und daselbst Glaukophanite umschließt, welche
bisher gänzlich unbekannt geblieben sind, daher weiter unten der
Gegenstand eingehender Untersuchung werden sollen. Die Amphibolit-
zone streicht konform dem allgemeinen Gangstreichen nach NNO mit
steilem Westfallen.
Um den symmetrischen Bau der sedimentären Schiefer-
umwallung zu vervollständigen, setzt nun eine eingeklemmte, steil
aufgerichtete Partie von blauschwarzem glimmerschieferähnlichem
Phyllit ein, speziell bei Woitzdorf mit südöstlichem, also gegen die
Dioritgabbrozone gerichtetem Einfallen.
Vor und hinter dem langen Woitzdorfer Tunnel finden wir
rote Muskovit-Augengneise mit NW-Fallen; sie sind feldspat-
reich und halten bis zum westlichen Ausgang der Station Grumberg-
Mohrau an, wo sie steil aufgerichtetes SO-Fallen darbieten, Nun über-
setzt die Bahn die March, verläßt das rechte Ufer und entwickelt
sich am linken und hier stehen beim Gasthause Langer typische
graue Biotitaugengneise, welche sehr feldspatreich, über
Kleinmohrau hinaus in mächtiger Zone verbreitet sind und steiles
wechselndes Einfallen ihrer Bänke beobachten lassen. Diese Augen-
gneise gehören bereits jener ausgebreiteten Zone von Intrusivgneisen
an, aus denen der meridionale Koppenzug des Spieglitzer Schnee-
gebirges aufgebaut erscheint. —
In dem Erosionsgraben, welcher hinter der Eisenbahnstation
Hannsdorf gegen die einsame Kolonie Weinberg (am Römerberge
Kote 666 »n) hinaufführt, kann die kontaktmetamorphische Gesteinszone
unseres Ganglakkolithen in guten Aufschlüssen studiert werden. Daselbst
sind am linken Grabengehänge hauptsächlich einförmige Hornfelse
verbreitet, dagegen am Rechtsgehänge mannigfaltige sedimentäre
Schiefergneise in nackten Felsmassen zutage anstehen, und zwar
solche, die reich sind an tombakbraunem Biotit, andere aber neben
kleinschuppigem Biotit viel großschuppigen Muskovit führen ; demselben
sind Lager von Feldspat-Amphiboliten eingeschaltet. —
Oben pag. 7 erwähnte Liegendphyllite mit ihren Kalk-
steinlagern lassen sich einerseits in der Richtung gegen SSW längs
des Marchtales bis dicht vor Ober-Eisenberg verfolgen; anderseits
gegen NNO füllen sie die Gebirgsrinne des Mittelbordtales und des
Ramsauer Joches aus und verbreiten sich innerhalb der stehenden
Gebirgsfalte (Sattel und angrenzende Mulde) zwischen Goldenstein
und Mährisch-Altstadt. —
Die Fortsetzung der Phyllite am Hangenden finden wir
einerseits südsüdwestlich bei Niklesdorf, wo sie als Glimmer-
schiefer ausgebildet von mächtigen Serpentinstöcken durchbrochen
werden, in derselben Richtung finden wir sie an der Buschiner
Querstörung auf dem Berge Hambalek; anderseits in nordnord-
östlicher Streichsrichtung hat sie Verf. bei Neudorf und vor
mr
[17] Der metamorphe Dioritgabbrogang im,Schnee- und Bielengebirge. 17
Neu-Rumburg zwischen dem Dioritgabbrogang und der weit verbreiteten
Zone grobkörniger bunter Biotitmuskovitgneise eingeklemmt gefunden.
— Westlich Kunzendorf am Kunzenberge und seinen süd-
lichen Ausläufern lagern zunächst den Dioritmassen: Graphithaltige,
Amphibolite, Glimmerschiefer und dunkle Phyllite als
auch helle Hornfelse, demnach eine Schichtenserie, wie wir sie
am entgegengesetzten Saalbande unseres gangartigen Lakkolithen,
nämlich auf dem Klein- und Groß-Würbener Gebirgssattel mit
seinen Graphitflözen weiter unten antrefien werden. —
Gabbro-Amphibolite und Gabhbro-Glaukophanite nächst Blaschke im
oberen Marchtal.
Längs der Eisenbahnstrecke Hannsdorf—Grulich im oberen March-
tal stoßen wir bei dem ersten Eisenbahnviadukt oberhalb der Halte-
stelle Blaschke auf den hangenden Amphibolitzug unseres
sroßen Dioritgabbroganges, welcher daselbst durch einen tiefen Fels-
einschnitt vorzüglich aufgeschlossen ist. Der Amphibolitzug ist an
dieser Stelle ungefähr 120 m breit und ist hauptsächlich aus Feld-
spat-Amphiboliten, untergeordneten Hornblendeschiefern
zusammengesetzt, welche deutlich Bankung und Schieferung erkennen
lassen, sie stehen fast am Kopf oder schießen steil nach Westen
ein. — Dann fallen uns sofort die hellblaugrünen Glaukopha-
nite auf, die 6 bis 8 m mächtige Einschaltungen bilden und mit den
schwarzgrünen Amphiboliten in Wechsellagerung stehen, sowie
sie am Liegenden und Hangenden unseres Amphibolitzuges in gleicher
oder auch stärkerer Mächtigkeit auftreten, oder sie setzen unregel-
mäßig mehr oder weniger umfangreiche Zonen zusammen. Bei genauer
Betrachtung finden wir auch die dunklen Amphibolite von den hell-
blaugrün gefärbten Glaukophaniten in Adern und Trümmern
durchzogen.
Der makroskopische Befund ergibt, daß der Glaukophanit als
ein grünblaues und blaugraues, weiß gestreiftes oder weiß geflecktes,
dickbankiges und dickschiefriges Gestein mit dichtem bis feinkörnigem
Gefüge erscheint. Die beiden Hauptgemengteile Glaukophan und
Feldspat stehen teils im innigen Gemenge, teils in lagenweiser
Anordnung; hierzu gesellen sich Relikte von gemeiner Horn-
blende und geringe Mengen von Ilmenit. U. d. binok. Mikr. erkennt
man an Streupräparaten, daß der Glaukophan teils blättrigen, teils
stengeligen, weniger einen ausgesprochen prismatischen Habitus be-
sitzt, welcher bis zur Feinblättrigkeit und Feinfasrigkeit herabsinken
kann; die Blätter und Fasern meist parallel, aber auch verworren
und verfilzt angeordnet; seine Farbe ist im Auffallicht hellblaugrau bis
tiefblaugrau, im Durchfallicht hellblau bis farblos; diese Farben über-
gehen in anderen dieser Glaukophane in hellblaugrau, beziehungsweise
gelblichgrün; der Strich ist: bläulichgrau, Glasglanz herrschend, auf
Spaltflächen Perlmutterglanz. — Inmitten der Glaukophanaggregate
findet man eine schwarzgrüne, schilfig-stengelige gemeine Horn-
blende von ausgesprochen prismatischem Habitus, es sind dies jedoch
nur Ueberreste, mit dem Glaukophan durch regelrechte Ueber-
Jahrbuch d. k. k. geol. Reichsanstalt, 1917, 67. Band, 1. Heft. (F. Kretschmer.) 3
18 Franz Kretschmer. [18]
gänge verknüpft. — Der Feldspat ist weiß oder violettrosa gefärbt
und in Form unregelmäßiger Körner mit dem Glaukophan innig ver-
wachsen oder in selbständigen Lagen und Streifen konzentriert, als
auch mit den Glaukophanlagen in vielfach wiederholter Wechsel-
lagerung verknüpft. Zu den untergeordneten Gemengteilen gehört
der haarbraune Ilmenit, davon die Feldspat-Glaukophanite zahllose
Einzelnkörnchen und viele braune Flecken (Häufchen) enthalten, und
zwar nicht nur im Glaukophan, sondern teilweise auch im Feldspat.
Im Dünnschliffu.d.P.M. findet man, daß der Glaukophan
teils in rundlichen und unregelmäßigen Körnern und Lappen, als auch
in langprismatischen Kristallen ausgebildet ist, und zwar letztere begrenzt
von © P (110) = 124° 30‘, terminal von P (111). £# & (101); andere
Kristalle von © P (110). © P © (100), wobei die Prismen mit ihren
Hauptachsen parallel der Lagen, beziehungsweise Schieferungsebene ge-
streckt erscheinen, demzufolge man im Querschliff meist Querschnitte
der Prismen zu sehen bekommt. (Siehe nebenstehende Textfigur 2);
derselbe zeigt ferner ausgezeichnete prismatische Spaltbarkeit nach
© P (110) mit dicht gedrängten Spaltrissen bis zur Feinfasrigkeit und
scharfmarkierte Querabsonderung senkrecht c. Zwillingsbildung nach.
© Po (100), oft in mehrfach wiederholten Lamellen eingeschaltet,
sowie auch Zwillingsbildung nach o P (001), worauf die scheinbar
hemimorphe Ausbildung an den beiden Enden zurückzuführen ist. —
Unter den größeren Glaukophankristallen findet man solche, welche
quer zur Hauptachse zerbrochen sind und sodann später mit Feldspat-
masse wieder ausgeheilt wurden. Verwachsungen des Glaukophan mit
Hornblende sind allgemein verbreitet, wie unter X Nikols aus den ent-
sprechenden Interferenzfarben hervorgeht; hierbei findet man, daß die
Längsschnitte der Kristalle an den beiden Enden der c-Achse violett
aus Glaukophan, dagegen die Mitte grün aus Hornblende bestehen;
‘oft sind zahlreiche violette und himmelblaue Lamellen des Glaukophan
parallel den Spaltrissen nach © P (110) der grünen Hornblende einge-
schaltet was an Perthit erinnert; umgekehrt sind grüne Lamellen der
Hornblende dem violetten Glaukophan interponiert, daher dem Antiperthit
ähnlich; wiederum andere Kristalle sind auf grünem Grunde himmel-
blau gefleckt und umgekehrt. Hieraus ersehen wir die innige Durch-
dringung der Hornblende- und Glaukophanmoleküle und die Ausbildung
der glaukophanartigen Hornblende. — Die Auslöschungsschiefe wurde
an zahlreichen Kristallen auf (010) gemessen und zumeist X c:c —
10° im spitzen Winkel ß gefunden, es ist also die der c-Achse zunächst
liegende Bisektrix, Achse der kleinsten Elastizität c, y liegt in der
Längsrichtung, zum Unterschiede von dem ähnlich gefärbten Riebeckit.
Lichtbrechung n — 1:65, Doppelbrechung ist 7--a = 0'022. Der
Pleochroismus ist in den sehr dünnen Schliffen a gelblichgrün, b hellblau,
c blaugrün, also die Absorption c > b > a. Ebene der optischen
Achsen ist die Symmetrieebene. Nach diesen Eigenschaften zu schließen
gehört unser Glaukophan zu jener Reihe von Uebergangsgliedern,
welche in der Richtung nach der grünen Hornblende liegen. Manche
dem Feldspat zunächst liegende Aggregate von Glaukophan enthalten
eine Menge von eingewandertem haarbraunem Ilmenit, der jedoch
teilweise zu weißem Leukoxen umgewandelt ist. An manchen größeren
[19] Der metamorphe Dioritgahbrogang im Schnee- und Bielengebirge. 19
Lappen des Glaukophan konnte ich die Umwandiung in Chlorit
feststellen in der Weise, daß sich parallel den Spaltrissen des Glan-
kophan parallelblättrige Aggregate von schwächer lichtbrechendem
lauchgrünem Klinochlor einschalten.
Fig. 2.
Querschnitte des Glaukophan.
ee.
SERIEN
“7 ERTL 9.0,
Längsschnitte des Glaukophan.
DT %(101) PD Po(101)
Glaukophan A) B au)
violett
Ali | 5 |
Hornblende am
grün |
Re Ei Serieit
Glaukophan N
violett {
Zerbrochener großer Glaukophan.
Glaukophan
violett
Serieit
Glaukophan
violett
Der Feldspat der mit Glaukophan wechselnden Feldspatlagen
ist in größeren Körnern entwickelt, derselbe ist farblos, zeigt aber,
wie in Gabbrogesteinen, gewöhnlich eine fleckweise auftretende aus-
gebreitete haarbraune Färbung, die von staubförmigen Interposi-
.tionen herrührt, welche dem Ilmenit angehören und zum Teil opake,
rundscheibenförmige und quadratische Durchschnitte erkennen lassen,
5*
20 Franz Kretschmer. [20]
Daß es sich tatsächlich um Ilmenit, keinesfalls Magnetit oder Hämatit
handelt, geht unzweifelhaft daraus hervor, daß man bei abgeblendeten,
Spiegel deutlich die Umwandlung i in milchweißen Leukoxen verfolgen
kann.
Unter X Nikols macht man jedoch die überraschende Wahrneh-
mung, daß sich an Stelle des Feldspates eine überaus feinschuppige
bis dichte Mineralmasse ausbreitet, welche im hohen Grade
die Erscheinung der Aggregatpolarisation, von geringer Licht- und
starker Doppelbrechung, ganz ähnlich dem Muskovit, daher die leuch-
tenden Interferenzfarben zeigt; vom Feldspat selbst und seiner Textur
ist keine Spur mehr übriggeblieben. Es besteht kein Zweifel darüber,
daß diese parallelblättrigen, zum Teil rosettenförmigen, überaus win-
zigen Aggregate zum größten Teile dem Serizit angehören. Andere
Feldspatkörner sind in feinkrümelige und erdige Masse umgewandelt,
die nur sehr schwache Aggregatpolarisation in niedrigen Interferenz-
farben darbietet, was auf sehr schwache Licht- und Doppelbrechung
hinweist, dieselben sind wohl zum Kaolin zu stellen. Magnetit ist
nur in sehr vereinzelten würfeligen opaken Kristallen eingesprengt.
Unter der Einwirkung der Atmosphärilien schreitet die Serizi-
tisierung und Kaolinisierung der Feldspäte stetig weiter fort, bis
schließlich im einzelnen Falle ein weißes bis grünlichweißes
Gestein übrigbleibt, bestehend aus einer feinschuppigen und
feinstengeligen sowie feinerdigen Masse, deren Lamellen und Stengel
weiß, undurchsichtig sind, nur in dünnen Blättchen und an den Kanten
farblos und durchsichtig sind, der Bruch flachmuschlig und feinerdig,
mit dem Fingernagel ritzbar, Härte 2°0.... spezifisches Gewicht 23
— 24, fühlt sich mager an und hängt nicht an der Zunge. In der
vorwiegend weißen Mineralmaße von Serizit-Kaolin bemerkt man
stellenweise zeisiggrüne und gelbgrün gefärbte Minerallaggregate,
welche wohl noch Überreste von Glaukophan, beziehungsweise des
Klinochlor darstellen. Zahlreiche sporadisch verteilte, schwarzbraune
Flecken dürften sich wohl als Häufchen von Ilmenit zu erkennen
geben. —
Bezüglich der Glaukophanbildung sind wir nach Maßgabe
der mikroskopischen Beobachtungen zu dem Schlusse berechtigt, daß
sich dieselbe epigenetisch in den Feldspat-Amphiboliten und Hor»-
blendeschiefern in der Weise vollzieht, daß zunächst immer mehr
Hornblende-Individuen der Glaukophanisation anheimfallen, bis diese
ersteren nur noch in wenigen Resten erhalten geblieben sind und
schließlich das Glaukophangestein daraus hervorgeht. Betrachtet man
die Erscheinungsweise der Amphibolitmassen in dem tiefen Felseinschnitt
nächst der Eisenbahnhaltestelle Blaschke und die Verteilung der
Glaukophanite innerhalb der ersteren, so scheint der Prozeß
der Glaukophanisation von den örtlichen Gesteins-
klüften und -Spalten ausgegangen zu sein, die heute noch
bestehen oder vor der Adjustierung dieser Gesteinsmassen früher hier
bestanden haben, längs welchen die Glaukophanbildung sich vollzogen
hat. Allmählig sind davon immer größere Gesteinspartien erfaßt
worden, bis der Prozeß schließlich durch die ganze Masse der
‘Glaukophanite gediehen ist; derselbe wurde insbesondere an den
[21] Der metamorphe Dioritgabbrogang im Schnee- und Bielengebirge. PA
Grenzflächen, das ist am Liegenden und Hangenden
der gabbroiden Amphibolitzone begünstigt, wo wir tatsächlich die
mächtigeren Glaukopanitlager feststellen konnten. —
Auf Grund obiger Untersuchungen und Beobachtungen hat sich
Verf. seine Ansicht über die Entstehung unserer seriziti-
sierten und kaolinisierten Glaukophanite dahin gebildet,
daß die Glaukophanisation der Gabbroamphibolite frühzeittig nach
der Intrusion des großen metamorphen Dioritgabbroganges und seiner
ultrabasischen peridotitischen und yproxenitischen Stockgefolges ein-
setzte, und zwar ist sie hervorgebracht worden durch juvenile
Thermalwässer und Lösungen, welche im Gefolge der
sedachten Intrusionen auftraten. Die Serpentinisierung der
Pyroxenite und Peridotite, die wir weiter unten im großartigen
Maßstabe kennen lernen werden und die Glaukophanisation der Am-
phibolite sowie die Serizitisierung und Kaolinisierung ihrer Feldspate
sind zusammenhängende, ursächlich verknüpfte Vor-
gänge, welche auf posteruptive Prozesse zurückzuführen sind und
in diesem Sinne sich als Wirkungen der Kontaktmetamorphose dar-
stellen, die jedoch nicht allein exogen die Sedimente, sondern auch
endogen die Intrusivmassen selbst ergriffen hat. —
Eine primäre Entstehung der Glaukophangesteine wie, sie von
dem Vorkommen auf Syra und Syfnos (in den Kykladen) behauptet
wurde, ist für unsere Vorkommnisse nach ihrer geologischen Erschei-
nungsweise und deren Verteilung innerhalb der gabbroiden Amphibolit-
zone ausgeschlossen, ebensowenig ließen sich im Dünnschliffe u. d.
P. M. stichhaltige Beweise dafür erbringen.
Dagegen führten die Untersuchungen amerikanischer Geologen wie
Ransomes!) und Lawson?) zu der Auffassung, daß zwischen den
Eruptivgesteinen und glaukophanführenden Gesteinen genetische Be-
ziehungen existieren müssen. Die beiden genannten Forscher sprechen
"auf Grund ihrer Beobachtungen auf der Insel Angel im Golf von
San Franeisco die Ansicht aus, die Entstehung der dortigen Glauko-
phangesteine ist auf eine kontaktmetamorphische Wirkung seitens des
Serpentins und anderer basischer Gesteine zurückzuführen; was mit
den oben vom Verf. gemachten Erfahrungen in naher Übereinstimmung
steht. —
Minettefels und seine exogenen Kontaktgebilde.
Im Gegensatz zu der Erzart „Minette“* (alter Name der lothrin-
gischen Eisenoolithe) wird hier das fälschlich Minette benannte Gang-
gestein zum Unterschied „Minettefels“ genannt.
Dergroße LiegendzugvonPhylliteninder Gebirgs-
rinne des Mittelbord- und Marchtales ist in dem großen
Eisenbahnanschnitt hinter dem Lokomotiv-Heizhause
der Station Hannsdorf in einer ‘hoch aufragenden Felspartie
äber eine ansehnliche Fläche vorzüglich bloßgelegt. Hier ist dem
t. Univ. of. Calif. Bull.-ot the Dep. of Geol. V. I. N. 7, pag. 211.
2\ 15. Annual. Report U. S. Geol. Survey Washington 1895, pag. 431.
9 Franz Kretschmer. [22]
Verf. gelungen, schwache Gänge von Minettefels aufzufinden.
— Der Phpyllit erscheint hier dunkelbraun, fettglänzend und mehr
oder weniger tonschieferähnlich, das Schichtstreichen ist h2, das
Verflächen h20 und h21 unter X 45% Der Minettefels durchbricht
diesen Phyllit im speziellen Falle als 0'5 bis 125m mächtiger Gang,
dessen Streichen wohl parallel zum Hauptstreichen des Nebengesteins
gestreckt ist, dessen Verflächen jedoch entgegengesetzt steil gegen
SO erfolgt oder derselbe erscheint am Kopf stehend.
Der Minettefels hat im frischen Zustande eine dunkel-
grauschwarze Farbe, ein meist mittelgroßes bis fart dichtes Korn,
darin unter den Gemengteilen auf den ersten Blick sofort ein tiefbrauner
Biotit auffällig wird. Derselbe erscheint als ein hypidiomorphkörniges
Ganggestein aus der Gefolgschaft der dioritisch-gabbroiden Tiefen-
gesteine unseres großartigen Ganglakkolithen und nach der Beobachtung
an Streupräparaten u. d. binok. M. in ausgezeichneter Weise durch
die Mineralkombination Biotit-Amphibol-Orthoklas als Haupt-
gemengteile charakterisiert; akzessorisch ist eisenschwarzer Magnetit
und speziell ein mehr oder weniger hoher Gehalt an Magnetkies,
welche das hohe spezifische Gewicht des Gesteins bedingen. — In
anderen Gangpartien ist die Menge des tiefbraunen Amphibols
größer; er vermehrt sich auf Kosten des Biotits und wird alsdann
zum ersten Hauptgemengteil; derselbe ist in der Regel schlank säulen-
förmig, liegt in der Gesteinsmasse richtungslos kreuz und quer umher,
des öfteren die Säulen bündelförmig aggregirt.
Am Biotit ist magmatische Korosion öfters festzustellen, er ist
gegen Verwitterung sehr widerstandsfähig; es tritt bloß oberflächliche
Bleichung unter Ausscheidung von Limonit ein.
Die Umwandlung des Amphibols kann stufenweise von außen
nach innen der Individuen fortschreitend verfolgt werden, indem ihr
F&0; in 2 FeO0; .3 H,O übergeht und dadurch eine Gelbfärbung her-
vorgerufen wird unter. Abscheidung von Karbonaten und Limonit im
Endstadium. — Als jüngster Gemengteil ist der Feldspat anzusehen,
es scheint ein nach M tafelförmiger Orthoklas vorzuliegen? Bei Be-
handlung des Gesteins mit Säuren zeigt sich lebhaftes Aufbrausen.
Die Gangstruktur ist eine mehr oder weniger konkre-
tionäre, so daß die Verwitterung wollsackähnliche Blöcke
und viele kopfgroße Kugeln und Ovoide liefert, welche aus der
übrigen Gesteinsmasse leicht herausfallen. Die Oberfläche dieser
Blöcke und Kugeln ist in der Regel mit einer kaffeebraunen, bröck-
ligen 05 bis 5 cm dicken Verwitterungsrinde bedeckt, welche
sich im Anfangsstadium auf den Zerklüftungsflächen des Eruptivgesteins
bildet und auf die oberwähnten Oxydationsprodukte hinweist.
Dünnsehliffbild des Hornblende-Minettefelses.
Die Untersuchung u. d. P. M. hat man an Dünnschliffen der
herrschenden feinkörnigen Gesteinsart ausgeführt. Wir finden zunächst,
daß die tatsächliche Struktur u. d. M. eine holokristallin-por-
phyrische ist mit Feldspat als Grundmasse, darin sich eine
Unmasse von kleinen Kriställchen basalt. Hornblende beteiligt, die
[23] Der metamorphe Dioritgabbrogang im Schnee- und Bielengebirge. 23
jedoch mit den großen Individuen derselben derartig übereinstimmen
und durch alle Größen miteinander verknüpft sind, daß man unmög-
lich von einer Wiederkehr ihrer Bildung, oder zwei Generationen
sprechen kann. Dasselbe gilt von dem Biotit, welcher den dritten
Hauptgemengteil abgibt. —
Der Feldspat ist ausnahmslos ungestreift, ohne jede Zwillings-
bildung; regellos geformt, selten sind leistenförmige oder rektanguläre
Durchschnitte auf Begrenzung durch P und M oder © P hinweisend,
die Lichtbrechung n = 1:52, die Doppelbrechung nach Maßgabe der
Fig. 3.
Barkevikitschnitte.
Querschnitte.
i | Glaskern
Längsschnitte.
Kern dunkelbraun
Schale hellbraun
sepiabraun
4
IN] goldgelb
graublauen Interferenzfarben 7 — x —= 0'006; zuweilen ist ein schwächer
doppelbrechender Kern von einer stärker brechenden Anwachsschale
umschlossen. Größere Individuen dieses Feldspates befinden sich in
einem mehr oder weniger fortgeschrittenen Zustande der Umwandlung
zu zwillingstreifigem Kalzit und stark doppelbrechendem schuppigem
Serizit. Nach diesem Verhalten ist der Feldspat ein Orthoklas
mit beigemengtem verstecktem Plagioklas. — Die frischen Feldspäte
enthalten massenhaft Einschlüsse von isotropem farblosem Gesteins-
glas, die öfters so unverhältnissmäßig groß sind, daß sie zum Wirt
werden; hierzu gesellen sich Einschlüsse von Hornblende- und Biotit-
mikrolithen; selten ist granophyrische Verwachsung mit überaus fein-
körnigem Quarz; solche Erscheinungen verweisen auf fortschreitende
24 Franz Kretschmer. [24]
Entglasung eingeklemmter Magmareste in rasch abgekühltem
Gestein.
Die Hornblende ist im Schliff tiefbraun (sepiabraun), sie er-
scheint im hohen Maße automorph, von langprismatischem Habitus,
ihre Kombinationsformen sind: (110).(011) oder aber (110). (100).
(011) häufig auch (110).(010). (011), außerdem anstatt letzterem
steile Pyramide als Endbegrenzung; ohne Zwillingsbildung. — Die
Spaltrisse nach (110) sehr zart oder ganz fehlend; die Lichtbrechung
ist n = 172, die Doppelbrechung nach den düsteren blaugrünen
Interferenzfarben Y— a = 0'024, es kommen jedoch die letzteren
wegen der tiefen Eigenfarbe nicht immer zur Geltung. Von Quer-
sprüngen aus verbreitet sich in den großen Individuen eine stärkere
doppelbrechende Hornblendesubstanz mit Y—%==0:030 nach den
goldgelben Interferenzfarben zu schließen, diese löscht jedoch infolge
Achsendispersion nur schwer oder in keiner Stellung aus. Die Aus-
löschungsschiefe X c:c beträgt im Durchschnitt 8° im stumpfen X ß,
der Pleochroismus ist kräftig a hellbraun, b braun auch gleich, c dunkel-
braun bis rotbraun; Zonarstruktur derartig, daß ein tiefdunkelbrauner
Kern von einer schwächeren hellbraunen Schale umschlossen wird,
andere Kristalle in solchen Farben gefleckt. Die großen Hornblenden
sind mindestens 10- bis 20 mal größer als die kleinen Hornblende-Mikro-
lithe. Diesem Verhalten zufolge ist diese Hornblende eine basaltische
vom Typus Barkevikit.
Die zweite Art der Hornblende, welche mit der ersten
Art durch Uebergänge verknüpft ist und damit im Habitus genau
übereinstimmt, ist dagegen sehr blaßbräunlich bis farblos, die Licht-
brechung viel schwächer als in der I. Art, die Doppelbrechung ver-
weist nach den weißlichen, grüngelben Interferenzfarben hoher Ordnung
auf 7— = 0%072. Die Auslöschungsschiefe ce: c schwankt um 5—8°
im stumpfen X ß. Pleochroismus kaum merklich, Absorption sehr
schwach. Diese zweite Art basaltischer Hornblende dürfte auf mag-
matischer Differentiation des Moleküls (Mg, Fe), Fy Si, O,, zurückzu-
führen sein, dadurch eine F&,O,-reiche und eine daran arme
Varietät der Hornblende zustande kam. Als Einschlüsse hat man darin
Gesteinsglas beobachtet, das sich mitunter stark anreichert; in
Querschnitten solcher Hornblenden wird ein farbloser isotroper Glas-
kern, von einer Schale farbloser Hornblende umschlossen.
Der Biotit, welcher makroskopisch unter den Hauptgemengteilen
vorherrscht, tritt im Dünnschliff an dritte Stelle, vielleicht ist ein
Teil der zarten Lamellen beim Schleifen herausgerissen worden ?
Seine Farbe ist intensiv braungelb (Terra de Siena), dessen Formen
teils hexagonal, teils rektangulär, häufig jedoch infolge magmatischer
Korosion durch Einbuchtungen und Abrundungen gestört; Biegungen
der Lamellen selten; Schalenstruktur ist häufig und zwar derartig,
daß auf einen großen dunkelfarbigen Kern, eine dünne farblose Schale
folgt. Zweiachsigkeit unseres Biotits da und dort sicher erkennbar, der
Achsenwinkel klein, die Lage der Achsenebene ist normalsymmetrisch,
die Auslöschung erfolgt zumeist parallel und senkrecht zu den Spalt-
rissen, dessenungeachtet ist die Bisektrix zuweilen wenig schief auf der
Basis, das beweist die kleine Auslöschungsschiefe von etwa 3 bis 5°
[25] Der metamorphe Dioritgabbrogang im Schnee- und Bielengebirge. 25
in einzelnen Schnitten. Der Pleochroismus ist c braungelb, b dunkel-
braungelb, a hellstrohgelb, demnach die starke Absorptionc <b > a,
die Dispersion dv > p. Umwandlung nicht beobachtet. Nach diesem
Verhalten ist wohl unser Glimmer zum Anomit zu stellen. Häufig
findet sich letzterer mit der Hornblende verwachsen.
Akzessorische Gemengteile: Apatit in zahlreichen langen Nadeln
den Feldspat, zum Teil auch die beiden anderen Hauptgemengteile
durchspießend und durch den ganzen Schliff verbreitet. Magnetit,
Magnetkies und Pyrit finden wir ebenfalls im ganzen Schliff und allen
Hauptgemengteilen eingesprengt; der erstgenannte zumeist in der
Form O (111) als Zwillinge nach Spinellgesetz, er bildet auch Hanf-
werke, der Pyrit als © O0 © (100). Olivin und Quarz fehlen dem
Gestein. Nach der obigen Mineralkombination ist dasselbe als Horn-
bleude-Minettefels zu benennen. —
Umwandlung des Gesteins macht sich besonders in der Weise
geltend, daß ein ansehnlicher Teil des Feldspates zu stark doppel-.
brechendem, überaus feinschuppigem Serizit umgesetzt erscheint;
ferner ist der Kalzit in großen und kleinen-Körnern und Kristallen
im Schliff verbreitet; derselhe ist meist nach — !/, R (0112) gestreift,
teils ungestreift und verursacht das lebhafte Brausen bei Behandlung
des Gesteins mit HCl. Die Neubildung Kalzit dürfte wohl (wie bereits
oben erwähnt) teils auf den versteckten Plagioklas, teils auf die
beiden Hornblenden zurückzuführen sein, was aus den gut erhaltenen
oder bloß durchschimmernden Formen und Umrissen der gedachten
Minerale hervorgeht, also Pseudomorphosen des ersteren nach letzteren,
Von einer primären Ausscheidung des Kalzits, sei es magmatisch oder
wie neuerdings von anderer Seite behauptet epimagmatisch, kann keine
Rede sein.
Exomorphe Kontaktmetamorphose am Minettefels.
Unter den durch letzteren kontaktmetamorphisch veränderten
Nebengesteinen ist ein sehr merkwürdiges Gestein vertreten, das
höchstwahrscheinlich nur aus einem Feldspat-Amphibolit als
Ursprungsgestein hervorgegangen sein kann. Es hat darin allgemein
Sinterung, beziehungsweise Drusenbildung stattgefunden, wo-
durch das Gestein im hohen Grade aufgelockert und porös geworden
ist, so wie dasselbe eine bedeutende Abnahme des spezifischen Gewichtes
erlitten hat, demzufolge es sich in Wasser getaucht unter lebhaftem
Zischen und starker Bildung von Luftblasen mit Wasser ansauft,
welches Verhalten gewöhnlich an Erdbrandgesteinen oder künstlich
gebrannten Gesteinen beobachtet wird. —
An Streupräparaten u. d. binok. Mikr. erscheint das ganze Gestein
als ein lockeres und sandsteinartiges Sinterungsprodukt, und
besteht wesentlich aus Quarz-Fremdlingen, welche pseudoporphy-
rische große, zumeist wohl gerundete Körner bilden, häufig aber auch
gegen die freien Drusenräume R.—R entwickeln; die Körner ober-
flächlich mit dachziegelartig gefalztem Tridymit bedeckt. Jedenfalls
hat die Menge des Quarzes in dem veränderten gegen das feldspat-
arme Ursprungsgestein eine wesentliche Zunahme erfahren. — Im
Jahrbuch d. k. k. geol. Reichsanstalt, 1917, 67. Band, 1. Heft. (F. Kretschmer.) 4
26 Franz Kretschmer. [26]
Gegensatze zum Quarz scheint die Menge des Feldspats abgenom-
men zu haben; die Feldspatkörner sind wohl randlich angeschmolzen
und zugerundet. — Die Hornblende ist zum großen Teil, in glatte,
wohlgerundete Körner eines kokkolithähnlichen, lauch- bis tief-
schwarzgrünen Augit umgewandelt; die Körner sind peripherisch
angeschmolzen, des öfteren bildet der Augit eine glasig erstarrte,
schlackenähnliche Schmelzmasse, wodurch die Quarz-
und Feldspatkörner verkittet wurden. Bei intensivster
Hitzwirkung werden die farbigen Gemengteile, und zwar in diesem
Falle hauptsächlich die Hornblende, mehr oder weniger vollständig
aufgelöst und resorbiert. — Neben dem neugebildeten Augit hat auch
eine Neubildung von tiefschwarzgrünem bis schwarzem Pleonast
stattgefunden, auch der in großen Körnern anwesende Magnetit
ist nicht unberührt geblieben, sondern verschlackt worden und wir sind _
erstaunt über diese tief einschneidenden Wirkungen der Thermometa-
morphose.
Die Aufschlüsse des Dioritgabbroganges und seiner Schiefer-
hülle längs der Graupatalbahn und Graupatalstraße.
Die Graupa ist ein tektonisches Längstal, sie hat ihr Bett
unterhalb Mährisch - Altstadt in den Liegend-Amphiboliten
unseres Dioritgabbroganges, annähernd parallel dem
allgemeinen Streichen ausgegraben, wobei die Erosions-
tätigkeit durch die große Klüftigkeit dieser Massen begünstigt war,
Durch den Bau der Lokalbahn Hannsdorf—Mährisch-Altstadt wurden
speziell die Amphibolite in dem Teile zwischen der Haltestelle Walters-
dorf und Hohen-Seibersdorf durch eine Reihe von Anschnitten, sowie
4 größeren und tieferen Einschnitten vorzüglich entblößt, so daß man
von der Struktur und Tektonik dieser Massen ein klares Bild empfängt.
Die Amphibolite gliedern sich daselbst hauptsächlich in:
Massige Feldspat-Amphibolite körnig,
parallelstreifige Feldspat-Amphibolite körnig und
feinkörnige bis dichte Amphibolite und Amphibol-
schiefer, untergeordnet sind
feinkörnige rotviolette Granatamphibolite.
Das allgemeine Streichen der vorzüglich gebankten Massen ist
hi bis h2, das Einfallen h19 bis h20 unter X 45°, jedoch auch
steiler unter X 50—60°.
In dem ersten Eisenbahneinschnitt oberhalb der
großen Eisenbahnbrücke über die Graupa ist eine merk-
würdige Ueberschiebung zu sehen: Die Ueberschiebungskluft
ist 30cm und darüber mächtig und mit Zermalmungsprodukten des
Amphibolites ausgefüllt, darunter liegt eine 30 bis 50cm starke Lage
von grobkörnigem blaugrauem Orthoklas-Plagioklasfels, dem
große Biotittafeln sparsam eingewacsen sind, den wir als
einen Pegmatit gabbroider Abstammung ansehen. Weiter unten
folgt nun feinkörniger Granatamphibolit 2—3 m mächtig aus
15 bis 25cm dicken Bänken aufgebaut. Diese Gesteine werden im
[27] Der metamorphe Dioritgabbrogang im,Schnee- und Bielengebirge. 27
Hangenden (oberhalb der Ueberschiebung) von rostigen Amphiboliten,
im Liegenden dagegen von frischen Feldspat-Amphiboliten umschlossen;
diese letzteren werden nun ihrerseits von Quarzdioriten der
schiefrigen Grenzfazies unterteuft, die sich am südlichen
Einschnitt-Ende mächtig einlagern.
Die geschilderten Amphibolite werden durch Querverwer-
fungen (Sprünge) gestört, welche nach h16 streichen und am Kopf
stehen, sowie sie mit limonitischen Oxydationsprodukten ausgefüllt sind.
Der obenerwähnte Pegmatit ist als ein Nachschub des gabbroiden
Magmas auf den erstgebildeten Spalten aufzufassen; so wie der
Granatamphibolit an der Ueberschiebungskluft seine Entstehung der
endogenen Kontaktmetamorphose verdankt, wobei die Gase und Lö-
sungen des basischen Magmas auf der gedachten Kluft ungehindert
zirkulieren konnten.
Indem zweiten Bahneinschnitt oberhalbder großen
Eisenbahnbrücke über die Graupa und in dem weiter gegen
die Haltestelle Hohen-Seibersdorf folgenden großen Anschnitt des
linken Talrandes werden die Amphibolite durch hellgrüne bis grau-
grüne und weißgraue feinkörnige, schiefrige Quarzdiorite der
Grenzfazies unterteuft, sie sind durchwegs parallel- und feinstreifig
‚sowie stark zerklüftet; es ist dies eine besonders verdichtete Rand-
bildung des Diorits. Das allgemeine Streichen ist h2, das Einfallen
h20 unter X 60°. Auch hercynisches Streichen nach h6 und h7
kommt in diesen mächtigen Dioritmassen zur Geltung. Die Amphibo-
lite und feinkörnigen Dioritgneise der Randfazies werden daselbst
durch 2 Querverwerfungen (Sprünge) getroffen, deren Streichen
nach h17 und h18, das Finfallen nach h 12 unter X 70-—-80° obser-
viert wurde. Derlei Störungen sind überhaupt in den Gabbroamphi-
-boliten häufig zu beobachten.
Oberhalb derHaltestelle Hohen-Seibersdorf, bezie-
hungsweise der Brücke über den Schnellbach sind die Dioriteder
Grenzfazies (jenseits des Liegend-Amphibolitzuges) in dem dortigen
großen Eisenbahn-Einschnitt bloßgelegt; es sind teils gröbkörnige
granoblastische Gesteine mit zum Teil haselnußgroßen Plagio-
klasaugen, teils sind sie in vorzüglich parallelstreifiger Struktur
- entwickelt; als untergeordnete Einlagerungen erscheinen basische, das
heißt gabbroide Spaltungsprodukte, die in Feldspat-Amphibolite (zum
Teil granatführend) umgewandelt sind.
Gedachte Dioritmassen werden von dem erwähnten Bahneinschnitt
diagonal überfahren, ihr Streichen ist h1—2, das Verflächen wider-
sinnig nach h 19—20 unter X 50°. Ungefähr in der Mitte des Ein-
schnitts entdeckte Verf. unter einer streichenden Spruugkluft, open
und unten von Diorit umschlossen, ein merkwürdiges, völlig kon-
kordant eingeschaltetesdöm breitesLager von grobkör-
nigem Marmor; dasselbe enthält spärlich Diopsidkörner ein-
‚gesprengt und ist zum Teil inOphikalzit umgewandelt; dabei jene
insbesondere an den Strukturflächen angereichert sind. Das Marmor-
lager behauptet eine zentrale Lage, eine Fortsetzung desselben bis
zu den Schichtenköpfen unter dem Rasen fehlt. Verf. hält dafür, daß
dieser diopsidführende Marmor als ein sekundäres Reaktions-
4*
28 Franz Kretschmer. [28]
gebilde zu betrachten ist, das an der Sprungkluft zur Entstehung
gelangte, wobei das Material von der Entkalkung der Plagioklase im
Diorit herhalten mußte, welche im Gefolge der Zeolitisierung
des Dioritplagioklases auftrat. Wir werden uns weiter unten
an den Dioritdünnschliffen überzeugen, in welch weit fortgeschrittenem
Maße die Zeolithisierung darin um sich gegriffen hat; was wir dort im
Kleinen wahrnehmen, hat hier im Großen gewirkt. —
Parallelstreifiger Quarzhornblendediorit.
AmunterenEndederBahnhaltestelleHohen-Seibers-
dorf sind die ausgezeichnet paralleistreifigen Diorite in einer hohen
Steilwand (Eisenbahn-Anschnitt) bloßgelegt, welche hier besonders
frisch erscheinen, weil aus großer Felstiefe stammend; sie gehören
in dieser Lokalität bereits zu den sauren Randbildungen.
Die Untersuchung im Dünnschliff u. d. P.M. bestätigte, daß
wir es tatsächlich mit einem granatführenden Quarzhorn-
blendediorit parallel geordneter Gemengteile, daher schiefrig-
streifiger Struktur zu tun haben; bestehend vorwaltend aus
sroß gewachsenen Plagioklasen, einem zwischenräumlichen
kleinkörnigen Plagioklas-Quarzgemenge, während Ortho-
klas ganz fehlt; dazwischen liegen reihenförmig angeordnete und zur
Schieferungsebene parallel langgestreckte Aggregate vorwaltender
Hornblende mit dagegen zurücktretendemBiotit verwachsen,
in welchem Hornblendebiotit-Aggregate, zahlreiche großgewachsene
Granaten eingeschlossen sind. Akzess Magnetit spärlich. Diese
Komponenten sind im Vergleich zu den Kerndioriten bloß kleinkörnig
entwickelt, welche deshalb nicht größer wachsen konnten, weil sie
seitlichen Pressungen während ihrer Kristallisation unterworfen waren
-und aus dem Kampf um den Raum nicht größer hervorgegangen sind.
Bezüglich der Einzelheiten der gedachten Komponenten sei auf das
Hauptgestein in dem unten folgenden Abschnitt: „Zentraler Dioritkern
längs des Kunzentales“ hingewiesen, hier seien nur in Kürze die
wichtigsten Details angeführt. —
Die großen porphyrischen Pingioklälre sind meist nach
dem Albit-, zum Teil auch Periklingesetz verzwillingt, die Zwillings-
lamellen meist ungemein scharf und lang anhaltend, gewöhnlich die
Peripherie der Plagioklase lamelliert, der Kern dagegen homogen,
es sind teils dicke Tafeln, teils runde Körner. Die an zahlreichen
Schnitten L P und M gemessene Auslöschungsschiefe gegen die Zwil-
lingsgrenze ergab den Durchschnittswert von 39°, entsprechend 27%,
Ab -+-70°%/, An, also ein saurer Bytownit vorliegt. Da und dort
bemerkt man an der Peripherie der Plagioklase ein feinkörniges
Quarzfeldspat-Aggregat, eine Folge von Pressungen nach der
Kristallisation. — Die Füllmasse zwischenräumlich der großen
Plagioklase besteht aus einem granitisch-kleinkörnigen Gemenge von
Quarz und meist nicht lamelliertem Plagioklas, welche mit tiefer Ver-
zahnung ineinander greifen. — Von Einschlüssen des großen
Plagioklases sind anzuführen: zahlreiche Quarzscheiben und zarte
Lamellen des Biotits.
[29] Der metamorphe Dioritgabbrogang im Schnee- und Bielengebige. 29
Die Hornblende ist fast gar nicht automorph, vorherrschend
sind linsenförmige, parallel zur Schieferung längsgestreckte Körner,
unregelmäßige und langgezogene und gleich wie zerrissene Lappen
und Fetzen .derselben; darin bemerkt man stets zahlreiche, dicht
gescharte Spaltrisse nach (110), ihre Farbe im Schliff sattgrün,
mit dem bekannten normalen Pleochroismus; Licht und Doppelbrechung
normal, doch kommen die Interferenzfarben wegen der tiefen Eigen-
farbe nicht zum Ausdruck, die Auslöschungsschiefe gemessen an zahl-
reichen Schnitten nach (010) ce: c = 13° im spitzen Winkel ß. Als
Einschlüsse der Hornblende sind zu nennen Durchlochungen von
Plagioklas und Magnetit. —
Der Biotit bildet zur Bahinferuae langgestreckte Kristallamellen,
unregelmäßige Fetzen und Lappen, er ist nur klein gewachsen und
tritt stets als Begleiter der Hornblende auf, mit welcher er parallel
verwächst und sehr feine, dichtgescharte Spaltrisse parallel (001)
aufweist. Die Farbe im Schliff gelbbraun mit bekanntem Pleochroismus
und Absorption; Höhe der Doppelbrechung ähnlich dem Muskovit.
Im hohen Grade charakteristisch ist der Granat, welcher den
Hernblendereihen inliegt, davon derselbe umschlossen oder aber gleichwie
umkränzt wird; die Größe seiner Individuen kommt denen der Horn-
blende nahe, es sind zumeist regelmäßige Kristalle der Form © O (110)
oder nur ovoide Körner; gewöhnlich von groben Sprüngen durch-
zogen, die in allen Schnitten annähernd gleiche Richtung besitzen
und auf Druckwirkungen hinweisen. In zahlreichen Granaten erweitern
sich solche Sprünge zuKlüften, in welche später Hornblende
hineingewachsen ist, als deutlicher Beweisfür die Aus-
scheidungsfolge Granat vorHornblende. Uebrigens ist der
Granat blaßrosa bis farblos, hohe Lichtbrechung bewirkt dunkle Ränder
der Talreflexion, rauhe Oberfläche, hohes Relief. —
Umwandlung. Ein namhafter Teil der großen Plagio-
kiase ist durch von außen nach innen fortschreitende
parasitäre Wucherung gänzlich oder nur teilweise zerstört, was
insbesondere in den lamellierten Schnitten auffällig ist. Das überaus
feinfaserige Aggregat wird erst bei Anwendung stärkster Systeme
aufgehellt, dasselbe ist zeolithischer Natur, die gerade Auslöschung
liegt in der Längsrichtung der Fasern, die Lichtbrechung ist auffallend
niedrig n — 1:51, dagegen die Doppelbrechung stark y — a = 0028,
daher die grüngelbe Interferenzfarbe II. Ordnung; dazwischen ver-
zweigt sich ein Geäder isotroper Balken, ähnlich wie im Serpentin,
Dieser rhombische Zeolith dürfte demnach zum Thomsonit zu
stellen sein?
Die Hornblende setzt sich randlich ui an den Enden ihrer
ausgezogenen Aggregate in lauch- und schwarzgrünen Chlorit um,
welcher, nach den charakteristischen lavendelblauen Interferenzfarben
zu schließen, zum Pennin zu rechnen ist.
Nach den obigen Untersuchungs - Ergebnissen ist das gedachte
Gestein als ein granatführender Quarzhornblende-Diorit
zu bezeichnen, der infolge des auf die Gangmasse senkrecht zu ihrer
Längsstreckung wirkenden Druckes, während ihrer Kristallisation, eine
ausgezeichnete Parallelstruktur und wegen des beschränkten
30 Franz Kretschmer. [30]
Gang-Raumes ein kleinkörniges Gefüge annehmen mußte. Die
Pressung wirkte senkrecht zu den Saalbändern des Intrusivganges,
der eine Gegenwirkung durch die Belastung seitens der Umwallung
Widerstand zu leisten hatte, was natürlich eine Erhöhung des in der
Gangmasse herrschenden Druckes zur Folge hatte. Auch die Fortdauer
des Instrusivdruckes während der Epoche der Intrusion, zu einer
Zeit, wo die äußeren Teile des gewaltigen Ganges bereits mehr oder
weniger erstarrt, jedoch die inneren Teile noch fluidal waren und
erst später erstarrten, hatte die fortgesetzte Ausbildung der Parallel-
struktur in den äußeren Gangteilen bedingt. Durch die großen Plagio-
klase hervorgerufen neigt der Verband der Hauptgemengteile zur
dioritporphyritischen Struktur hin. Streng genommen, ist das
Gestein mikroskopisch ein Quarzhornblendedioritphorphyrit,
worin der Quarz auf die zwischenräumliche Grundmasse beschränkt
ist und unter den Einsprenglingen fehlt. —
Ueber die Hornfelse im Ostgehänge des Graupatales.
(Hierzu das Querprofil Figur 4, durch den Ebersdorfer Graben).
Den charakteristischen glimmerfreien Hornfelsen, welche wir bei
Buschin und am Zdiarberg nächst Nieder-Eisenberg sowie am Wolfs-
berg bei Tschödrich und am Römerberg bei Halbseit-Hannsdorf kennen
lernten, begegnen wir wieder auf den Gehängen desHochlandes
östlich oberhalb der Einmündung der Graupa in die
March. Dieselben sind hier als weißgraue und erbsgelbe, feinkörnige,
normale Hornfelse, das heißt als Quarzfeldspatgemenge bei fehlen-
dem Glimmer mit Hornfelsverband ausgebildet. Nur hier und dort findet
sich spärlich sekundärer Muskovit.
Indem Graben, welcherbeiderEisenbahnhaltestelle
Hohen-Seibersdorfnach Ebersdorf, beziehungsweise auf das
Hochland von Ebersdorf und Frzberg führt, sind die Hornfelse in
beiläufig 600 m breiter Schichtenfolge entwickelt; diese lagern zwischen
den Gabbroamphiboliten des Dioritgabbroganges am Grabenein-
gange einerseits und der Serpentinfelsmasse am Kirchberg west-
lich Ebersdorf anderseits, worauf im Liegenden auf der Hochebene
Gneisglimmerschiefer und Phyllite nachfolgen, welche allmäh-
lich in Tonschiefer übergehen; letztere umschließen jene mächtigen
Kalksteinlager beiderseits des Hannsdorfer Tales die dem Unter-
devon zugerechnet werden. (Siehe das nebenstehende Querprofil Fig. 4.)
Diese sedimentogene Schichtenserie steht durchwegs im konkordanten
Verbande ihrer Glieder. Die Hornfelse in dieser Lokalität sind vor-
wiegend Muskovit-Plagioklas-Hornfelse, welche wesentlich
aus einem feinkörnigen Quarzfeldspatgemenge mit farblosem Muskovit
als Hauptgemengteil zusammengesetzt und untereinander im Hornfels-
verband stehen; man könnte das Gestein füglich auch als Hornfelsgneis
bezeichnen. —
Ein besonderes Interesse knüpft sich an die Hornfelse des
weiter nördlich liegenden Krokereigrabens, welcher aus dem
Graupatal ebenfalls auf das Hochland von Ebersdorf und Weigelsdorf
3l
Der metamorphe Dioritgabbrogang im Schnee- und Bielengebirge.
[31]
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32 Franz Kretschmer. [32]
führt. Hier fand Verf. am Grabeneingange abermals mannigfaltige
und mächtige Amphibolite, die zu unserem Dioritgabbrogang an
dessen Liegendsalband gehören. Und nun folgen im Liegenden mächtig
entwickelt charakteristische Hornfelse, und zwar größtenteils Andalu-
sit-Plagioklashornfelse, diese werden in ihrem Liegenden unter-
teuft durch Gneisglimmerschiefer, welche durch Phyllite
bis in Tonschiefer allmählich abklingen.
Die Hornfelse im Krokereigraben sind in ungefähr 500 m beiter
Zone entwickelt; das herrschende Gestein ist ein feinkörniger, glimmer-
freier Andalusit-Plagioklashornfels, ein blaßrosarot gefärbtes
Gestein, dessen mannigfaltige Komponenten der Menge nach geordnet
folgende sind: Quarz, Andalusit und Feldspat als Haupt-
gemengteile; ferner Amphibolit zum Teil als Prismen der Form
& P, Granat der Formen © O und 20 2, säulenförmiger Turmalin
(Schörl), Magnetit der Form O0, als Nebengemengteile ganz 'unter-
geordnet Biotit und sekundärer kleinschuppiger Serizit nebst kleinen
Körnchen von Titanit (Grothit). — Die Kristalle des Andalusit
sind langsäulenförmig der Form (100). (001) von anscheinend quadra-
tischem Querschnitt, auch körnige, seltener radialstenglige Aggregate,
Bruch uneben und splittrig, blaßrosa bis rötlichgrau herab, starker
Glasglanz, durchsichtig bis durchscheinend, ausgezeichneter Pleochrois-
mus, und zwar c—= b farblos bis blaßgrünlich, a blutrot. Der Andalusit
umwandelt sich öfters in Serizit, der Amphibol wandelt sich gerne in
Biotit oder aber in zeisigrünen Epidot um. — Im Gestein und ‚auf
Strukturflächen schöne Drusen von modellscharfen flächenreichen
Kristallen des Quarz, Andalusit, Granat und Magnetit. An der Tages-
oberfläche umherliegende massige Hornfelsblöcke lassen auf ihren Ver-
witterungsflächen mehr oder weniger deutlich die ursprüng-
liche Schieferung, auch ausgezeichnete Faltung und geKkröse-
artige Windungen des ursprüglichen, dem Grauwackenschiefer
ähnlichen Substrats erkennen, welch erstere bei der durchgreifenden
Kontaktmetamorphose des fraglichen Gebiets, in dem frischen Gestein
gänzlich verloren gingen.
Die Schieferhülle am Heinzbach bei ern
So verdienstvoll die geologische Karte vom niederschlesischen
Gebirge, speziell die Sektion Glatz im allgemeinen auch ist, so
machen sich dessenungeachtet in den Einzelheiten störende ‚Fehler
bemerklich, welche mit Rücksicht auf das große zur Kartierung ge-
langte Gebiet wohl zu entschuldigen sind. So zum Beispiel finden
wir westlich Mährisch-Altstadt zwischen den Kolonien Zibulkafeld und
Stiepanau, daß die dort herrschenden bunten Zweiglimmergneise des
Spieglitzer Schneegebirges (Koppenzug), ohne Zwischenschiebung der
„Glimmerschiefer* (unsere Schieferhülle), direkt an den Dioritgabbro-
gang anstoßen.
Jedoch gerade in dieser Lokalität liegt unterhalb Heinzen-
dorf am Mühlberg (Kote 686 m der Spezialkarte) eine sehr merk-
würdige Entwicklung der Schieferhülle unseres Ganglakkolithen vor,
welche bei der oberwähnten Kartierung übersehen wurde, es liegt
[33] Der metamorphe Dioritgabhrogang im Schnee- und Bielengebirge. 33
nämlich dort auf dem Hornblendebiotit-Diorit mit granitisch
grobkörniger Struktur, WNW fallender dicker Bankung, zunächst
ein mächtiger Zug von Hornblendeschiefer und Amphibolit.
Nun folgen Hornblendeschiefer mit untergeordnetem Kalkstein
und Quarzit, welche wohl bereits der Schieferhülle angehören.
Der Kalkstein bildet daselbst ein 12m mächtiges Lager und ist
in seiner ganzen Masse zu Ophikalzit geworden, vorwiegend mit
berggrünen, olivengrünen, mattglänzenden und wachsartigen Varietäten
des Serpentin (nach Diopsid) derartig imprägniert, daß er eine fremd-
artige berggrüne Farbe besitzt; derselbe ist außerdem stark mit
Antimonglanz nebst Arsenkies eingesprengt. —
Auf einer in diesem berggrünen Ophikalzit aufgerissenen Spalte
haben sich schwere Metalle konzentriert, und zwar ist dieser Erzgang
wesentlich ausgefüllt mit einem eisenhaltigen Antimonglanz und
Arsenkies (Mißpickel), ferner Quarz, untergeordnet Rotnickelkies,
Kobaltnickelkies, Antimonnickelglanz (?), Zinkblende, Bleiglanz, Eisen-
ocker, Antimonocker, zuweilen auch Baryt neben viel grauen Letten
den restlichen Kluftraum ausfüllend. Der Gang streicht zwischen 3h
bis 5h, das Einfallen von 21h bis 23h unter X 55 bis 700 wechselt,
dagegen die geringe Mächtigkeit zwischen 0'15 bis 0°30 m schwankt !).
Es ist wahrscheinlich, daß der Kalkstein im Kontaktbereiche des
großen Dioritgabbroganges zunächst eine größere Menge Diopsid auf-
genommen hat, der dann später einer Umwandlung zu Serpertin an-
heimgefallen ist, wodurch sich die Ausbildung der Ophikalzits voll-
zogen hat. Wir werden noch an anderer Stelle derlei Kalksteine
kennen lernen, an welchen wir die Beweise dafür erbringen, daß die
Kontaktmetamorphose tatsächlich diesen Weg genommen hat. — In
der pneumatolytischen Periode wurden aus dem peridotitischen
und pyroxenitischen Magmaherde die obenangeführten
Schwermetalle zugeführt, womit der Kalkstein eingesprengt und
der oben kurz beschriebene Antimon - Arsengang ausgefüllt wurde,
welcher sich somit als echte Kontaktlagerstätte präsentiert.
Schottersteinbruch an der Graupatalstraße.
(Hierzu das Längsprofil Fig. 5 an der Steinbruchswand.)
Indem Schottersteinbrucheander Graupatalstraße,
0-4 km unterhalb Mähr.-Altstadt, gewähren die erzielten Auf- |
schlüsse insofern ein besonderes Interesse, als hier der Kontakt
zwischen den Liegend-Amphiboliten unseres Diorit-
gabbrogangeseinerseitsunddenHornfelsen anderseits
bloßgelegt, der Beobachtung zugänglich erscheint, man sozusagen
die Hand darauf legen kann. Außerdem sind hier noch kleine Sprünge
zu sehen, von denen sowohl Amphibolite als auch Hornfelse betroffen
wurden. (Siehe das umstehende Längsprofil.) Wir sehen an der Stein-
bruchswand zuunterst links Feldspatamphibolite, rechts Amphibol-
!) Näheres über den auf diesem Erzgange umgehenden Bergbau, welchen
Verf. seinerzeit markscheiderisch kartiert hat, ist zu finden: Jahrb. d. k.k. geol.
R.-A. 1897, 47. Bd., pag. 55.
Jahrbuch d.k. k. geol. Reichsanstalt, 1917, 67. Band, 1. Heft. (F. Kretschmer.) 5
34 Franz Kretschmer. 2 [34]
schiefer; darauf lagern zu oberst überall charakteristische glimmer-
freie Hornfelse; an den Sprungklüften beobachten wir Auf- und Nieder-
stülpungen der Bänke und Schichten der Eruptiva und Sedimente.
Nachdem die Feldspatamphibolite und Amphibolschiefer makro-
skopisch keine Veränderungen wahrnehmen lassen, wollen wir uns
mit den auffälligen exomorphen Kontaktgebilden, den Hornfelsen,
befassen: Die Hornfelse der innersten Kontaktzone
unmittelbar am Kontakt erinnern auf den ersten Blick äußerlich
an die Adinolen der Diabaskontakthöfe, denen sie ähnlich scheinen.
Auf 1:5 bis 2:0 m Mächtigkeit von der Kontaktfläche weg sind die
Hornfelse teils hellgraugrün, amphibolführend, weiterhin ins
Fig. 5.
Längsprofil durch den Schottersteinbruch an der Graupatajstraße
unterhalb Mähr.-Altstadt.
Bruchsohle
1 = Hornfelse. — 2 = Gabbro-Amphibolschiefer. — 3 = Gabbro-Amphibolit.
Hangende klingen sie in weißgraue bis erbsgelbe und helibraune
biotitarme Hornfelse und endlich in normale glimmerfreie
Hornfelse ab; ihre äußere Struktur ist dickschiefrig und plattig, in
der Regel nach der früheren, nun versteckten Schieferung spaltend;
von splittrigem, unebenem bis muscheligem Querbruch; sie sind sehr
hart und spröde; unmittelbar am Kontakt in 020 bis 0'25 m dicken
Schichten abgelagert. — Die ganze Breite der Hornfelszone in dieser
Lokalität kann auf 500 m geschätzt werden, senkrecht auf das all-
gemeine Streichen dieser Massen gemessen.
Die zunächst am Kontakt lagernde Hornfelsvarietät ist, wie ge-
sagt, ein grünlichweißes bis grünlichgraues Gestein, das makro-
skopisch sich hauptsächlich aus glasigem Quarz nebst einer
schwankenden Menge farblosen Feldspats aufbaut und worin viele
Körner und Kristalle Jauchgrüner Hornblende eingesprengt sind,
sie besitzt zur alten Schieferung parallele Orientierung, und übrigens
[35] Der metamorphe Dioritgabbrogang im Sehnee- und Bielengebirge. 35
beide Glimmer dem Gesteine mangeln. Außerdem sind viele Körner
und Kriställchen von Magnetit dem Gesteine eingestreut, mitunter
bekommen wir davon Drusen modellscharfer Oktaeder zu sehen ; Granat
von wechselnder Größe sowie andere Erze sind darin bloß akzessorisch
vertreten. —
Grünlicher Andalusit-Plagioklashornfels.
Das letztere Gestein der innersten Kontaktzone am
Gabbroamphibolit zeigt im Dünnschliff u. d.P.M. hochkristallines
Gepräge mit Hornfelsstruktur ohne jegliche Andeutung ursprünglicher
- Schichtung, dessen Hauptgemengteile aus Quarz, Feldspat (zumeist
Plagioklas) und Andalusit bestehen, welche sich zu annähernd
gleichen Teilen an der Zusammensetzung beteiligen. Nebengemengteile
sind grüne Hornblende, besonders durch ihren Skelettbau
als Kontaktmineral bemerkenswert, dasselbe gilt von dem spärlichen
Biotit, der auch keine Kristalle, nur Skelette und winzige Blättchen
hervorbringt. Akzessorisch finden sich da und dort modellscharfe Ein-
zelkristalle des Magnetit und schließlich einzeln zerstreute Körner
des Titanit.
Der für uns wichtige Andalusit ist auch im vorliegenden
Hornfels durch seine automorphe Gestaltung, durch die massen-
haften Graphiteinschlüsse, diesiebartige Durchlochung
mit Quarz, die höhere Licht- und Doppelbrechung gegen Quarz
und Feldspat hinlänglich unterschieden. Die Andalusitschnitte lassen
uns wohl häufig quadratische Querschnitte, gleichwie rechteckige
Längsschnitte erkennen, jedoch sind viele davon unregelmäßig abge-
rundet oder gar verstümmelt. Die Spaltbarkeit ist weniger gut ent-
wickelt als am Andalusit von Buschin, dessenungeachtet erkennt man
in einzelnen Längsschnitten die feinen parallel angeordneten Spaltrisse,
so wie auch in manchen Querschnitten die einander rechtwinkelig kreu-
zenden feinen Spaltrisse zu sehen sind; oft ist nur unregelmäßige
Klüftung vorhanden. Das höhere Relief läßt den Andalusit plastisch
aus seiner Umgebung hervortreten, die Doppelbrechung ist nach Maß-
gabe der strohgelben Interferenzfarben zu schließen auf (010)
—2a.=0010, also etwas höher als Quarz; gerade Auslöschung
‚parallel und senkrecht zu: den Spaltrissen; derselbe ist im Schliffe
farblos bis aschgrau infolge der massenhaften Interpositionen.
Der Feldspat gehört wohl auch in diesem Hornfels fast aus-
schließlich zum Plagioklas, welcher in vielen Schnitten eine feine
Zwillingslamellierung nach dem Albitgesetz besitzt; an zahlreichen
Körnern wurde der Aufbau aus zweibisdreiverschieden orien-
tierten Subindividuen erkannt. Die an mehreren Schnitten
senkrecht P und M gemessene symmetrische Auslöschungsschiefe
ergab den Winkelwert 12 bis 16° entsprechend dem Mischungsver-
hältnis 68%), Ab —+ 32°%/, An, bis 62%, Ab + 38°/, An, was sauren
Oligoklas bis neutralen Andesin bestimmen läßt. Die Feldspate
sind selten wasserklar, durchsichtig, vielmehr gelbbraun bestaubt. Der
Umstand, daß sie ähnlich dem Andalusit oft zentral gehäufte
graphitische Einschlüsse enthalten und mit zahlreichen
5*
36 Franz Kretschmer. [36]
kleinsten Quarkörnchen siebartig durchlocht sind,
spricht eine entschiedene Sprache für die kontaktmetamorphe Bildungs-
weise dieser Plagioklase mit und ohne Zwillingsbildung.
Außer den aufgezählten Einschlüssen des Andalusit und Feldspat
sind diese beiden Hauptgemengteile überdies mit großen Kristallen
des Quarzes durchwachsen, in deren Längsschnitten die hexa-
gonale Kombinationsform o P. P deutlich zu erkennen ist; die Ecken
sind bald scharf, bald zugerundet. (Siehe nachstehende Figur.)
Fig. 6.
Einschlußquarz (glasklar).
Die lediglich skelettartig entwickelte grasgrüne Horn-
blende mit schwachem Pleochroismus ist wohl durch den ganzen
Schliff verbreitet, aber bloß auf die Zwischenräume der Andalusit- und
Plagioklaskörner beschränkt. Dasselbe gilt von dem nur sehr spärlich
vertretenen, ebenfalls nur in Skeletten ausgebildeten Biotit von
gelbbrauner Farbe und schwachem Pleochroismus; beide Minerale sind
so schwach doppeltbrechend, daß sie ohne Einwirkung auf das pola-
risierte Licht sind, zumal auch sie mehr oder weniger von Graphit-
staub erfüllt sind. Diese farbigen Mineralskelette sind für unsere Horn-
felse im hohen Maße charakteristisch.
Grauer Plagioklas-Andalusithornfels, disthenführend,
Schottersteinbruch unterhalb Mähr.-Altstadt.
Einen namhaften Anteil an den in unserem Steinbruch anstehenden
Felsarten nimmt auch der biotitarme Hornfels von weib-
srauer bis grüngrauer Gesteinsfarbe; makroskopisch zusammen-
gesetzt, wesentlich aus einem sehr feinkörnigen Quarzfeldspat-
gemenge, worin etwas Biotit eingestreut ist, mit zur Schieferung
paralleler Orientierung seiner Blättchen und relativ viel Magnetit
eingestreut in teilweise modellscharfen Kristallen; akzessorisch sind
ferner Kriställchen und Körnchen von Turmalin, Granat und Ilmenit.
Der Quarz ist glasglänzend bis fettglänzend, von splittrigem bis
faserigem Bruche, der Feldspat erweist durch stellenweise scharfe
Zwillingsstreifung seine Zugehörigkeit zum Plagioklas, der Biotit
ist überaus klein- und feinblättrig und besitzt Pleochroismus braun-
gelb bis gelbbraun. —
Im Dünnschliff u. d. P.M. finden wir sodann, daß in dieser
Hornfelsart der Plagioklas unter den Hauptgemengteilen das
Uebergewicht auf Kosten der anderen erlangt, welcher in großen
[37] Der metamorphe Dioritgabbrogang im, Schnee- und Bielengebirge. 37
isometrischen. Kristallen und Körnern im Gestein herrscht, dazu
kommen als Hauptgemengteile noch Quarz und an Menge an dritter
Stelle tritt der Andalusit nebst dem nahe verwandten Disthen.
Als akzessorische Gemengteile sind anzuführen: Zwischenräumlich
angesiedelte grasgrüne Hornblende in Skeletten und mißfarbige gelb-
grüne Biotitskelette, welche wahrscheinlich aus der Hornblende ent-
‚standen sind, die Menge beider jedoch gegen das vorige Gestein in
rascher Abnahme; ferner modellscharfe Kristalle des opaken Magnetit
überall zerstreut, desgleichen der Anatas in kleinsten Kriställchen
im ganzen Schliff verteilt und schließlich wenige‘ stark lichtbrechende
farblose Titanite. —
Der Plagioklas ist vielfach durch seine feinen Zwillings-
Jamellen nach dem Albitgesetz mitunter auch Periklingesetz, im letzteren
Falle durch Gitterlamellierung ausgezeichnet, häufig ist der Aufbau
der Feldspäte aus 2 bis 3 lamellaren Subindividuen verschiedener
optischer Orientierung zu beobachten. Die in Schnitten senkrecht
P und M gemessene Auslöschungsschiefe gegen die Trasse der Albit-
lamellen ergab die Winkelwerte 8 bis 12°, ferner solche von 14 bis
17° entsprechend dem Mischungsverhältnis:
0 0
Er Es a was Oligoklas ergibt und
En EN
610) a ei zum sauren Andesin gehörig.
” b)
Nur ein Teil der Feldspate, sowie der meiste Andalusit sind
zentral oder nur randlich mit Graphitstaub erfüllt, jedoch sind
die poikilisch verwachsenen kleinsten Quarzkörnchen nicht so massen-
Fig: 1. ;
Disthenschnitte.
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" ELLI ES o'
haft wie im vorigen Hornfels, dagegen die großen automorphen
Quarzkristalle der Kombinationsforrm © P. P darin häufiger
eingewachsen sind. —
38 Franz Kretschmer. [38]
Der Andalusit unterscheidet sich übrigens von dem des
vorigen Hornfelses in keiner Weise, daher auf das dort Angeführte
hingewiesen sei. Allein neben den quadratischen Querschnitten des An-
dalusit werden bei einiger Aufmerksamkeit solche gefunden, die durch
ihre schief oktogonalen und hexagonalen Umrisse auffallen (siehe
vorstehende Figur 7), zentral und randlich mit Graphitstaub er-
füllt und einem Mineral angehören, das im Schliff farblos, in breit-
tafeligen Individuen vorkommt., begrenzt von;
oPon.»P».o'P.»P;
M RB 0 I
sowie auch Zwillinge mit M als Zwillingsebene keineswegs fehlen;
diese Formen sowie die Auslöschungsschiefe auf M ce: c — 30° lassen
keine Zweifel darüber übrig, daß es sich um Disthen handelt. (Siehe
oben Fig. 7.) Die Zwillingsquerschnitte haben wohl verschiedene Inter-
ferenzfarbe, aber fast gleiche Auslöschung, so daß das Mineral auch
hierdurch am besten charakterisiert ist und die Verwechslung mit einem
anderen ausschließt. Im Sehliff farblos, Lichtbrechung hoch n = 172,
die Doppelbrechung mäßig y — a = 0'012, daher die gelben Inter-
ferenzfarben; kein Pleochroismus bemerklich.
Fig. 8.
Anatasschnitte (glasklar).
In der Regel im Feldspat und Andalusit eingeschlossen, gelangten
zahlreiche einzeln zerstreute oder zu mehreren angehäufte kleinste
Kriställchen zur Wahrnehmung, deren Form in den Längsschnitten
spitz pyramidal, in Querschnitten quadratisch ist, es sind also tetra-
sonale Pyramiden der Form P (siehe obenstehende Figur 8), glasklar,
einschlußfrei, Spaltbarkeit nicht wahrnehmbar, die Lichtbrechung sehr
hoch n = 2:52, die Doppelbrechung stark © — = = 0'073, optisch
negativ, c—=a, starke Dispersion, demzufolge die irisierenden grünen,
blauen und roten Interferenzfarben hoher Ordnung. Im Schliff furblos
und lebhaft gelbbraun bis orangegelb. Nach diesen Merkmalen ist das
Mineral wohl Anatas.
Die Struktur des Gesteins erscheint als echte Pflasterstruk-
tur, mit teils stumpfem Anstoßen der Körner, teils mit DacnuG NL
Ineinandergreifen der letzteren. —
[39] Der metamorphe Dioritgabbrogang im, Schnee- und Bielengebirge. 39
Die unterbrochene Fortsetzung der Hornfelse dieser Lokalität
finden wir dieht östlich Mähr.-Altstadt, wo sie speziell in dem
Terrain am sogenannten „Juristenstein“ den dortigen Serpentinstock
umschließen, sie besitzen jedoch hier nur noch eine abnehmende
Breite von 300 m, um schließlich in ihrer nördlichen Fortsetzung gegen
den Teltschbach hin allmählich auszukeilen, an ihre Stelle treten
Gneisglimmerschiefer bis an die schiefrige Randfazies der zentralen
Dioritmassen heran.
Jenseits des Teltschbaches in der Richtung gegen die Kolonie
Altenberg begegnen wir abermals erbsgelben, überaus feinkörnigen Horn-
felsen in Gestalt schwacher Einfaltungen in den dortigen Randdioriten.
Es sind meist Plagioklas-Quarzgemenge nebst prismatischem
und kleinwürfeligem Andalusit in wechselnder Menge und im
Hornfelsverband; als Nebengemengteile beobachten wir: Körner und
deren Aggregate von tiefolivengrüinem Amphibol, Schmitze und
Nestchen von Biotit, zahllose Körner von tiefdunkelgrünem Pleonast
und eisenschwarzem Magnetit der Form OÖ (III) oder in gerundeten
Körnern, beide sind teils einzeln zerstreut, schließlich sind noch
Haufwerke winziger Oktaederchen von tiefdunkelbra unem Picotit im
Gestein einzeln zerstreut zu erwähnen. Die Amphibolindividuen
erreichen des öfteren eine ungewöhnliche Größe und sind durch ihre
vollkommene Spaltbarkeit, welche sich bis zur Feinfaserigkeit entwickelt,
bemerkenswert; an demselben erkennen wir übrigens deutlich die
fortschreitende Umwandlung zu Biotit.
Nächst dem fürstlichen Hegerhause, dem letzten Hause in
Ober-Kunzendorf, fand Verfasser am Ostgehänge, in den zentralen
Dioritkern versenkt, als Hauptgestein weißgraue, glasglänzende
Quarz-Andalusithornfelse von hohem kristallinem Gepräge,
bestehend aus überwiegendem fettglänzendem Quarz, mit den Neben-
gemengteilen Andalusit, zum Teil blutrot gefärbt, ferner grünen
Biotit und perlmutterglänzenden Muskovit, viel Magnetit und
Picotit, als winzige Oktaeder oft mit Quarz und Andalusit zu Drusen
im Gestein zusammengehäuft; dagegen der Feldspat nur sehr spärlich
vertreten ist. Der angeführte Muskovit ist sekundär aus Andalusit
entstanden und wie ich an Streupräparaten u. d. binok. M. feststellen
konnte, ist der Andalusit, unter Erhaltung seiner Form,
zumeist in dichte Aggregate des Mukovit umgesetzt
worden.
Ein erhöhtes Interesse knüpft sich an jene auffallend hell-
weißen graumelierten Hornfelse derselben Lokalität bei
Ober-Kunzendorf, welche sich wesentlich aus Andalusit als Haupt-
gemengteil nebst Plagioklas aufbaut, dagegen der Quarz nur in
einzelnen runden Körnern eingesprengt ist. In diesem Grundgewebe
sind nun sehr viele Körner von blaßgrünem bis schwarzgrünem Am-
phibol regellos oder auf den alten Schichtflächen eingewachsen, der
sich häufig zu Biotit umsetzt; ferner finden wir darin große Körner
von kolumbinrotem Granat, kleine Oktaeder und Körner von Pleo-
nast und Magnetit einzeln eingesprengt oder in Nestern zusammen-
gehäuft. Der Andalusit ist weiß, zum Teil langprismatisch, die ein-
zelnen Individuen bilden. oft kreuz und quer gelagerte Haufwerke,
40 Franz Kretschmer. [40]
sie sind auch divergentstrahlig oder rosettenartig angeordnet, vielfach
jedoch bloß körnige Aggregate. Hochwichtig für die Gesteinsentstehung
ist die Tatsache, daß ein großer Teil des Andalusit zu dichten Aggre-
gaten von perlmutterglänzendem farblosem Muskovit umgewandelt er-
scheint, was ich an Streupräparaten u. d. M. deutlich nachweisen
konnte, die den mehr oder weniger fortgeschrittenen Zerfall des
Andalusits zu einer Unmasse kleinster Muskovitblätt-
chen offenbarten.
Bei fortgesetzter Umwandlung des Andalusits zu Muskovit kommt
es lokal bis zur Ausbildung von Muskovithornfelsen mit Mus-
kovit als einzigem Hauptgemengteil, worin man Relikte des
Andalusits und sparsam verteilten Plagioklas nebst Quarz erkennt;
darin sind eingesprengt zahllose Skelette des Amphibols, dann Mag-
netit, außerdem bemerkt man büschelförmig aggregierte Sillimanitnadeln.
Solche Glimmerhornfelse sind wohl an Masse von geringer Be-
deutung, sie gewähren jedoch ein seltenes hochinteressantes Beispiel
sekundärer Gesteinsmetamorphose.
Aus den obigen Schilderungen gewinnen wir ein anschauliches
Bild von dem gewaltigen Zuge der Hornfelsmassen, welche bei Bu-
schin beginnen, über. Eisenberg bis Halbseit-Hannsdorf fortsetzen, auf
dem Östgehänge des Graupatales und dem Hochland von Ebersdorf
mächtig und lang entwickelt sind, und endlich noch jenseits des
Teltschbaches östlich Mährisch-Altstadt bei Kunzendorf als schwächere
Einlagerung anhalten. Ihre weitere nördliche Fortsetzung hat Verf.
bislang nicht näher untersucht. Diese Hornfelse sind bisher verschieden
als „glimmerarme Gneise* oder „Glimmerschiefer“, ja sogar als
„Wackengneise“ oder „Gneis von Hohenstadt“ beschrieben und be-
zeichnet worden; es sind jedoch, wie wir gesehen haben, echte Horn-
felse, welche unmittelbar im Liegenden des großen Ganglakkolithen
von Dioritgabbro in dessen Kontaktbereich auftreten und an diesen
gebunden sind, daher kontaktmetamorphisch veränderte Gesteine,
welche ihren Mineralbestand der dioritisch-gabbroiden Kon-
taktmetamorphose zu verdanken haben und teils von sandig-
grauwackigen (Gräuwackenschiefer), teils von tonigsandigen
(Tonschiefern) Ursprungsgesteinen abstammen. Wir haben oben gesehen,
daß es mannigfaltige dichte oder überaus feinkörnige glimmerarme
oder -freie Andalusit-Plagioklasgesteine oder Quarz-Andalusitgesteine
sind, welche die innere Kontaktzone vorstellen, während die im
Liegenden folgenden glimmerreichen Schiefergneise, Gneisglimmer-
schiefer und Phyllite den äußeren Kontakthof bilden; letztere Gesteine
sodann allmählig in die nicht kontaktmetamorphischen Tonschiefer:
abklingen, welche an ihrer Oberkante die mächtigen unterdevonischen
Kalksteinzüge des March- und Mittelbordtales umschließen.
Hornfelse auf dem komplementären Hangendflügel der
Schieferumwallung.
Obige Ausführungen betreffen lediglich den Liegendflügel des
Schiefermantels von dem in Rede stehenden großen Ganglakkolith.
Wenden wir uns dagegen dem komplementären Hangendflügel der-
[41] Der metamorphe Dioritgabbrogang im Schnee- und Bielengebirge. 41
selben Schieferumhüllung zu, so finden wir, daß auch diesem Hornfelse
keineswegs fehlen; wir stoßen auf solche insbesondere im oberen
Graupatale am Kunzenberge und Rauchbeerberge westlich
Kunzendorf, wo sie als ein 500m breites Band auf eine große
streichende Länge zu verfolgen sind. Merkwürdig ist die Tatsache,
daß die dortigen Hornfelse nicht unmittelbar im Hangenden der
Ganglakkolithen auftreten, also nicht in der inneren Zone des Kon-
takthofes lagern, sondern hier vielmehr eine Zwischenschiebung eines
400 m breiten Bandes von Gneisglimmerschiefer und Phyllit stattfindet,
welche sonst überall in der äußeren Kontaktzone liegen. Dieses Ver-
hältnis enthält einen zweifellosen Hinweis darauf, daß die Produkte
der Kontaktmetamorphose nicht so sehr von den Ent-
fernungen, als von dem Ursprungsmaterial abhängig
waren. —
Andalusitführender Zweiglimmerhornfels von der
Schöbelkoppe bei Kunzendorf.
Die Schöbelkoppe ist ein südlicher Ausläufer des Kunzenberges
und der dortige Hornfels in ganz frischem Zustande ein hellweiß-
graues, im verwitterten Zustande erbsgelbes überaus feinkörniges
Gestein, nach dem makroskopischen Befunde wesentlich bestehend aus
einem Gemenge von Feldspat und Quarz, worin in wechselnder
Menge rhombische Säulen der Form © P (110) des Andalusits zu
bemerken sind, deren Länge zur Dicke dem Verhältnis 3:1 entspricht,
auch gehören demselben kleinwürfelige Formen an, er ist weingelb
und aschgrau, besitzt deutliche Spaltbarkeit nach (110), markiert durch
dichtgedrängte Spaltrisse; auf den Spaltflächen fleckweise Matt- und
Perlmutterglanz. Zu diesen Hauptgemengteilen gesellen sich als Neben-
gemengteile ein dunkelbrauner Biotit, welcher, zu Schmitzen an-
geordnet, Parallelstruktur bewirkt; derselbe ist auch öfters zu Nestern
angehäuft; untergeordnet ist der aus dem Andalusit entstandene
Muskovit und Granat im Gestein unregelmäßig verteilt. —
Im Dünnschliff u. d. P. M. sieht diese Felsart einem Zwei-
glimmergneis sehr ähnlich, wäre es nicht der Hornfelsverband, das
gegenseitige Einschließen der Hauptgemengteile, der Skelettbau der
farbigen Gemengteile sowie die zahlreichen Andalusite, welche uns
eines anderen belehren. Demzufolge sind die wesentlichen Gemengteile
dieser Felsart: Andalusit, zwischen vorwiegenden Feldspaten
nebst Quarz verteilt, hierzu kommen die beiden Glimmer und zwar
vorwaltend Biotit nebst Muskovit; akzessorisch Granat.
Vermöge seiner höheren Lichtbrechung n — 1:64 tritt der An-
dalusit aus der Umgebung aller anderen Komponenten reliefartig
hervor, dagegen die Höhe der Doppelbrechung 7 — u. — 0'009 wohl
nicht die des Quarzes übersteigt; die gute Spaltbarkeit nach (110)
ergibt in Längsschnitten zahlreiche dichtgedrängte Spaltrisse; im Dünn-
schliff farblos, gelblich und aschgrau, derselbe ist mehr oder weniger
von Graphitstaub erfüllt und dann stark schwärzlich pigmentiert,
oft ist nur ein zentraler Fleck sichtbar oder die kohlige Substanz ist
in Streifen parallel zur Querabsonderung nach (001) verteilt. Der
Jahrbuch d. K.k. geol. Reichsanstalt, 1917, 67. Band, 1. Heft. (F. Kretschmer.) 6
42 Franz Kretschmer. [42]
Andalusit enthält außerdem zahlreiche Einschlüsse von farblosen
Quarzkristallen in scharfen oder gerundeten Dihexaedern, auch
nur in runden Scheibchen, außerdem ist er mit zahllosen punkt- und
strichartigen Quarzkörnernsiebartigdurchlocht; ferner sind
noch Einschlüsse von fasrigem Muskovit daraus zu erwähnen.
Die in dem kristallinisch körnigen Quarzfeldspataggregat vor-
herrschenden Plagioklase sind da und dort gelbbraun bestaubt
und enthalten zahlreiche Quarzeinschlüsse in Form runder
: Scheibchen und dihexaedrischen Kriställchen mit scharfen oder ge-
rundeten Ecken, weiter bemerken wir noch kleine. Andalusite
und kleine Biotite inmitten der großen Plagioklaskörner;; die gemessene
Auslöschungsschiefe in Schnitten L P und M ergab für die fein-
lamellierten Albitzwillinge der X —= 7°, entsprechend 73°/, Ab 4 27%),
An; für die breitlamellierten Individuen dem X 12° entsprechend
690%), Ab + 31°/, An, also im ersten Falle einen intermediären
und im zweiten einen basischen Oligoklas ergibt. —
Biotit und Muskovit sind im Schliff gegenüber den anderen
Hauptgemengteilen doch nur sparsam vertreten, insbesondere gilt dies
vom Muskovit, sie markieren die Schieferungsebene des Gesteins, auf
der sie sich ausbreiten. Zuweilen ist der Muskovit mit dem Biotit
parallel, häufiger kreuz und quer verwachsen, beide Glimmer sind
formell gut entwickelt bei schönem Zonenbau und verweisen auf mäßige
Lichtbrechung und hohe Doppelbrechung, welche im Biotit durch die
tiefe Eigenfarbe verdeckt wird, dessen Pleochroismus stark ist, a hell-
braungelb, b=c schwarzbraun. Muskovit ist farblos, Zwillingsbildung
nach dem Tschermak’schen Gesetz ist vorhanden; Erze fehlen dem
Gestein fast gänzlich.
Die Pflasterstruktur entscheidet dafür, daß wir es auch im vor-
liegenden Gestein mit einem andalusitführenden Feldspat-
hornfels zu tun haben. Mannigfaltige Hornfelsmassen werden wir
noch weiter unten auf dem Graphitsattel zwischen Mährisch-Alt-
stadt und Goldenstein antreffen. —
Zentraler Dioritkern längs des Kunzentales bei Kunzendorf.
Der Kunzenbach schneidet den zentralen Dioritkern unseres
Ganglakkolithen in der ungefähren Mitte parallel zum
Streichen durch, welchem Umstand wir beiderseits dieses Baches
eine instruktive Blockanhäufung von Diorit zu danken haben,
die speziell am Nordausgange von Kunzendorf sich weit ausbreitet,
demzufolge wir die petrographische Zusammensetzung dieser diori-
tischen Gesteine genau verfolgen können, obwohl die anstehenden Ge-
steinsmassen im Untergrunde unter diluvialen Steinströmen oder
Moränenschutt verborgen liegen. Anläßlich des Baues der neuen
Bezirksstraße durch Kunzendorf war bei dem obersten Hause daselbst
am Westgehänge ein Steinbruch im anstehenden Diorit er-
öffnet, darin konnte nun Verf. das Verhalten dieser Massen studieren.
Das Streichen der Dioritbänke ist mit h 24, das Verflächen h 13 unter
X 25° observiert worden. Das herrschende Gestein längs des Kunzen-
baches ist diesen Beobachtungen zufolge ein grobkörniger
[43] Der metamorphe Dioritgabbrogang im’ Schnee- und Bielengebirge. 43
Glimmerhornblende-Diorit
in zwei Varietäten, und zwar einer hellen quarzführenden
sauren und einer dunklen quarzarmen basischeren Abart
vertreten.
Die letztere ist ein braunschwarzes, weißgesprengtes oder
weißstreifiges Massengestein, das u. d. binok. M. als ein hypidiomorph-
körniges Gefüge erscheint, bei vorwaltender Beteiligung farbiger Ge-
mengteile, und zwar von schwarzbraunem Biotit nebst schwarz-
brauner und schwarzgrüner Hornblende, dagegen zurück-
tretender farbloser Gemengteile, und zwar mit weißgrauem, perlmutter-
glänzendem Plagioklas nebst etwas hehllweißem glasglänzendem
Quarz mit ersterem verwachsen. Zu diesen Hauptgemengteilen
gesellen sich als Nebengemengteile Titanit (Grothit), Magnetit und
spärlich Pyrit. —
Der Biotit ist aus Lamellenpaketen aufgebaut, außerdem durch
eine vollkommene basische Spaltbarkeit sowie starkem Pleochroism us
ausgezeichnet, derselbe ist mit Hornblende verwachsen. Diese
letztere ist makroskopisch schätzungsweise zu einer Hälfte tief-
schwarzbraun, im Durchfallicht sattbraun; zur anderen Hälfte
jedoch tiefschwarzgrün, im Durchfallicht olivengrün; sie
bildet säulige Kristalle nach dem Amphibolprisma, in der Regel in
der Prismenzone nach dem Orthopinakoid flach gedrückt, mit mangel-
hafter Endausbildung und polysynthetisch zu Kristallstöcken parallel
verwachsen oder verzwillingt, ebenso häufig sind körnige Aggregate. —
Nachdem der Bericht C. v. Johns über die mikroskopische
Untersuchung des unserem Ganglakkolithen angehörigen Hornblende-
biotit-Diorit von Hackelsdorf nur spärlich fließt, so schien eine Dünn-
schliffuntersuchung an tadellos frisch erhaltenem Material
dringend geboten, das gerade in dem Blockmeer an den Gehängen
bei Ober-Kunzendorf gefunden wurde. Diese großen Steinblöcke
stammen jedenfalls aus dem Innern einer gewaltigen Felsmasse, deren
Trümmer durch Eismassen oder Steinströme transportiert wurden.
Das zutage anstehende oder in kleinen Steinbrüchen aufgeschlossene
Dioritmaterial war durchwegs verwittert, unfrisch, daher unbrauchbar.
Im Dünnschliffbilde u. d. P. M. besitzt das Gestein ein
auffallend grobes Korn und ist zusammengesetzt aus den folgenden
Hauptgemengteilen: Große Plagioklasse sind granitisch körnig
verwachsen mit gemeiner grüner Hornblende und braunen Bio-
tit; als Nebengemengteile sind zu konstatieren: kleine Quarzkörner,
vereinzelte Individuen von Orthoklas und Zoisit sowie Kalzit; akzes-
sorisch findet sich Ilmenit, Titanit und einzelne schlankprismatische
Apatite.
Von hervorragendem Interesse unter den Komponenten sind die
großen porphyritisch hervortretenden Plagioklase, zum Teil mit
prachtvoller Zwillingslamellierung ausgestattet, die dem Albitgesetz
folgt, wozu sich das Periklingesetz stellenweise gesellt, woraus sich
prächtige überaus scharfe Gitterwerke entwickeln. Lamellierter Pla-
gioklas macht oft in demselben Individuum homogenem Platz. Da
und dort bemerkt man keine scharfen Lamellen, wohl scheinen
5*
44 Franz Kretschmer. [44]
regellos begrenzte und wolkenartige Kristallstücke des
Plagioklases zueinander in Zwillingsstellung zu treten; auch Doppel-
zwillinge nach dem Albit- und Karlsbader Gesetz kommen vor.
In großen Plagioklasen, welche ausgezeichnete Zwillingsbildung nach
dem Albitgesetz zeigten, wurden die Auslöschungsschiefen gegen die
Zwillingsgrenze gemessen und im Mittel = 28° berechnet, entsprechend
der Zusammensetzung von 49°/, Ab + 51°/, An, was sauren La-
bradorit feststellen läßt. — In vielen Plagioklasschnitten wurde
Zonenstruktur festgestellt, deutlich auf schaligen Kristallbau hin-
weisend, und zwar mit von innen nach außen zunehmender Aus-
löschungsschiefe, also nach außen steigendem Anorthitgehalt, es liegt
inverse Zonenstruktur vor; der Unterschied zwischen Kern und
Hülle beträgt 61/, °/, des Anorthitgehaltes. — In manchen lamellierten
Plagioklasen liegt aber auch der umgekehrte Fall vor, daß der
Kern reicher an Anorthitsubstanz ist als die Hülle, das heißt, daß
der X der Auslöschungsschiefen von innen nach außen abnimmt, wie
bei Eruptivgesteinen Regel. — Die Form der Plagioklase ist zumeist
dick tafelförmig mit vollkommener Spaltbarkeit nach (010) und (001)
markiert durch scharfe Spaltrisse. An der Peripherie der großen
Plagioklase ist in der Regel ein kataklastisches feinkörniges Aggregat
von Feldspat und Quarz zwischenräumlich eingeklemmt.
Von Einschlüssen der Plagioklase sind bemerkenswert
Biotitlamellen, welche zumeist winzig klein und dann um so zahl-
reicher durch das ganze Individuum verteilt sind; ferner fand Ver-
fasser darin vereinzelte Längs- und Querschnitte von Zoisit mit
pyr.-prismatischem Habitus, nebst vollkommener Spaltbarkeit nach
(010), die Lichtbrechung ist hoch n = 1'70, die Doppelbrechung
7 — %.—= 0'007 sehr niedrig.
Die an Menge unter den Hauptgemengteilen an zweiter Stelle
stehende gemeine Hornblende ist stets saftgrün, niemals braun
(im Gegensatz zu dem makroskopischen Befund), ihr Pleochroismus
ist stark a hellgrünlichgelb, b grasgrün, c blaugrün, daher Schnitte nach
(100) blaugrün bis grün, solche nach (010) blaugrün bis gelb; Kristall-
formen erscheinen an ihr selten und meist unvollständig, zum Teil
skelettartig, es sind bloß sehr einfache gedrungene Prismen © P (110)
ohne terminale Flächen ausgebildet; Zwillinge nach (100) sind nicht
gerade selten und lassen dann die Schnitte zwei scharf getrennte
Hälften erkennen. Häufig sind solche Individuen, die nur eine Kristall-
fläche besitzen, welche den Spaltrichtungen parallel geht, oft erscheinen
die Quarzschnitte bloß als mehr oder weniger zugerundete Rhombuse
oder sie sind anderweitig verstümmelt, so daß nur Fetzen und Lappen
zurückbleiben und diese auch in die Länge bis zur Zerreißung aus-
gezogen. Alle diese Erscheinungen sind teils auf magmatische Korro-
sionen, teils auf Pressungen senkrecht zu den Gangsaalbändern zu-
rückzuführen. Die Spaltbarkeit nach (110) ist vollkommen, welche in
Querschnitten einander unter dem X 1241/,° kreuzende dichtgedrängte
Spaltrisse liefert. Die Lichtbrechung ist mäßig n = 1'64, die Doppel-
brechung in den lichtdurchlässigen Schnitten y — « = 0'024, sonst
werden die Interferenzfarben durch die starke Eigenfarbe unter-
drückt; die Auslöschungsschiefe oder die Neigung c:c wurde in
[45] Der metamorphe Dioritgabbrogang im Schnee- und Bielengebirge. 45
zahlreichen Schnitten gemessen und beträgt 12 bis 13° im spitzen
Winkel ß.
Von Einschlüssen der Hornblende sind insbesondere
hervorzuheben: Ihre Durchlochung mittels kleinen, teils dihexaedrischen
Quazkristallen, meist nur zugerundeten Quarzkörnern, oft in großer
Menge; farbloser Titanit, zum Teil Leukoxen, opaker Illmenit, sind
vielfach eingesprengt. —
Der Biotit hält an Menge der Hornblende das Gleichgewicht,
mit welcher er teils parallel, zumeist unregelmäßig verwachsen ist;
derselbe besitzt längsgestreckte rechteckige Formen, an den kurzen
Seiten von P-Flächen begrenzt, meistens aber daselbst wie abgebrochen
zackig oder aber stumpf endigend, ebenso häufig sind durch Korrosionen
unregelmäßige Lappen und Fetzen desselben. Basisschnitte sind ohne
Spaltrisse, Längsschnitte zeigen sich von überaus feinen und vielen
basischen Spaltrissen durchzogen. Schöne Zwillingsbildung in Längs-
schnitten gut kennbar, gewöhnlich aus zwei Individuen zusammengesetzt,
welchen da und dort ein drittes Individuum eingeschaltet erscheint.
Auch ist Zonenstruktur bemerklich, auf eine schalige Zusammen-
setzung hinweisend. Im Schliff gelbbraun, der Pleochroismus sehr stark,
a hellbraungelb, b rotbraun, Basisschnitte c rotbraun, b zuweilen eine
Schattierung dunkler. Die Achsenebene ist (110), die spitze negative
Bisektrix a weicht kaum merklich von der Vertikalachse ab, demzufolge
überall gerade Auslöschung parallel zu den Spaltrissen; die Licht-
brechung n = 1'59, die Doppelbrechung 7 — a —= 0°038 (daher die
Interferenzfarben wie bei Muskovit), Basisschnitte isotrop. Nach diesem
Verhalten muß dieser Glimmer zum Meroxen, an der Grenze gegen
die eisenfreien Magnesiaglimmer des Phlogopit gestellt werden. —
An Einschlüssen des Biotits sind anzuführen zugerundete
Quarz- und Plagioklaskörner, womit derselbe mehr oder weniger
durchlocht erscheint. Biotit und Hornblende legen sich um die großen
Plagioklaskörner wellig herum, beide bilden angenähert parallele
Reihen zwischen den Reihen der Plagioklase und sind in dieser
Richtung längsgestreckt, wodurch ein schwacher Parallelismus zum
Ausdruck kommt.
Der Quarz ist nur in kleinen, sehr unregelmäßigen Körnern
im ganzen Schliff in untergeordneter Menge verteilt. — Der Kalzit
ist ganz vereinzelt zwischen den übrigen Komponenten eingekeilt;
derselbe ist durch schöne Zwillingsbildung charakterisiert.
Nach den obigen Ausführungen ist die Ausscheidungsfolge der
ursprünglichen Komponenten: |
Ilmenit, Titanit (Leukoxen), Apatit;
Hornblende und Biotit;
Quarz, zuletzt Plagioklas. —
Umwandlungs-Erscheinungen.
Solche sind gerade in diesem so überaus frischen Gestein von
großer Bedeutung und verweisen auf eine frühzeitige posteruptive
hydrothermale Tätigkeit von ungewöhnlicher Intensität, und zwar sind
speziell die großen Plagioklase davon betroffen worden, welche
46 Franz Kretschmer. [46]
eine tief eingreifende Veränderung erfahren haben und wesentlich in
einer Zeolithisierung bestehen. Makroskopisch ist allerdings an
den Stufen nicht das geringste wahrzunehmen. Prächtige zwillings-
lamellierte Plagioklase erscheinen gewöhnlich in ihrem Innern in un-
regelmäßigen Partien und Nestern völlig zerstört in eine parallel und
verworren fasrige, zum Teil büschelig und rossettenförmig aggregierte
Substanz zeolithischer Natur, zu deren Zerlegung es der stärksten
Systeme bedarf; von schwacher Lichtbrechung, dagegen starker
Doppelbrechung, welche nach Maßgabe der reingelben und gelbgrünen
Interferenzfarben II. Ordnung Y — «. = 0'029 beträgt, mit gerader
. Auslöschung in der Längsrichtung der Fasern, demnach wahrscheinlich
ein Thomsonit vorliegen dürfte; dazwischen sich ein netzartiges
Geäder drängt, das optisch strukturlos und isotrop erscheint, sowie
an die Balken des Serpentins erinnert.
In solchem parasitären Thomsonitaggregat finden sich
neben vielen Plagioklasresten außerdem unregelmäßige Lappen und
Fetzen von Titanit, charakterisiert durch seine hohe Doppelbrechung
—2.= 0'115, deshalb die irisierenden Interferenzfarben hoher Ord-
nungen (ähnlich wie bei Kalzit) und die schiefe Auslöschung, welche
gegen die Spaltrisse gemessen wurde und den X = 25° ergab, bei
ungewöhnlich starker Achsendispersion. Ferner bemerkt man inmitten
solcher Thomsonitaggregate weitgehend zerfressene Ilmenite. — Die
gedachten hydrothermalen Umwandlungsprozesse dürften sich in der
Weise vollzogen haben, daß die Zeolithisierung mit der Entkalkung
der Plagioklase Hand in Hand ging, dabei durch die Reaktion von
Kalk und Ilmenit, Titanit gebildet und gleichzeitig der oberwähnte
Kalzit ausgeschieden wurde. —
Zusammengescharte Aggregate der Hornblende weisen in ihrem
Innern eine Umwandlung zu Chlorit auf; derselbe ist im Durchfall-
licht hellgrün, der Pleochroismus kaum merklich grünlich (parallel 001)
und weißlich senkrecht dazu; die Doppelbrechung nach den grünlich-
grauen Interferenzfarben Y — » —= 0'008, die spitze positive Bisek-
trix c steht L auf (001), doch ist sie stellenweise mehr oder weniger
geneigt, so daß die Auslöschungsschiefe X c:c== 09 bis 100 schwan-
kend, deutlich zu erkennen ist, daher dieser Chlorit zum Klinochlor
gerechnet werden mub. In der gedachten Chloritmasse bemerkt man
sehr zahlreiche kleine Ueberreste der Hornblende welche durch die
viel größere Auslöschungsschiefe leicht und sicher zu erkennen sind.
Peripherisch bemerkt man durchwegs frische Hornblende, der Prozeß
somit von innen nach außen fortschreitet.
Wir können wohl auf Grund der obigen Untersuchungen den
geringen Gehalt an Quarz vernachlässigen und das Gestein kurzweg
als Hornblendebiotit-Diorit bezeichnen, dessen Struktur durch
die großgewachsenen Plagioklase zur porhpyritischen hinneigt. —
Im Gegensatz zu der vorstehend genau untersuchten dunklen
Varietät unseres Diorits steht die helle Abart desselben, worin
die stärkere Beteiligung farbloser Gemengteile auf Kosten der farbigen
in Zunahme begriffen erscheint, was sich namentlich darin ausspricht,
daß sich der Plagioklas nebst Quarz zu weißen Streifen und
Striemen aggregieren, außerdem sind in der Gesteinsmasse 5 — 10 mm
[47] Der metamorphe Dioritgabbrogang im Schnee- und Bielengebirge. 47
große rundliche Einsprenglinge des Plagioklases porphyrisch
ausgeschieden. Die Hornblende ist in solchem Gestein teils zu
größeren Körnerhaufen zusammengeschart, teils in automorphen
Kristallen der Komb.-Form (110). (010).(101). (011) polysynthetisch
zu Kristallstöcken „schilfigstengelig“ aggregiert, sie ist tiefschwarzgrün,
Fig. 9.
Quer- und Längsschnitt der Hornblende.
=>
im Durchfallicht olivengrün. Der Biotit besteht aus dicken Lamellen-
paketen, er besitzt vollkommene Spaltbarkeit und starken Pleochrois-
mus, seine Farbe ist ebenfalls tiefschwarzgrün, im Durchfallicht
gelbgrün. —
Anläßlich der Verbreiterung derG@emeindestraße von
Mähr.-Altstadt nach Großwürben wurden die Randdiorite
des Teltschtales an mehreren Stellen angehauen, daher bei dieser
Gelegenheit gut studiert werden konnten. In den Randdioriten wächst
die Menge der farbigen Gemengteile, dagegen Feldspat nebst Quarz
ausfallen, das heißt das Gestein wird gegen die Grenzfläche
hin konstant basischer. Der Glimmer desselben ist rotbraun bis
kolumbinrot und möchte wohl zum Phlogopit eingereiht werden,
seine Menge vermehrt sich auf Kosten der Hornblende, so daß diese -
letztere fast gänzlich ausfällt und wir es mit einem braunvioletten
Glimmerdiorit zu tun bekommen. Durch solche Vermehrung der
Biotite kommt es zur Ausbildung von Parallel-, beziehungsweise
Schieferstruktur und in den äußersten Randpartien übergeht alsdann
der Diorit schließlich in braunvioletten feinstreifigen
Dioritschiefer. — Ein Teil der braunvioletten massigen Randdiorite
am rechten Teltschbachgehänge oberhalb dem Bauer Thannhäuser ist
dadurch ausgezeichnet, daß er viele korrodierte, zugerundete Körner
von kolumbinrotem Granat als Einsprenglinge enthält. Der letztere
zeigt noch deutliche Spuren ursprünglicher Ausbildung nach © O (110)
und gehört dem Almandin an, und weil er als Strukturzentrum dient
— er wird stets von Biotit umkränzt —, so ist er als eine frühe
Bildung aufzufassen. Der Granat erreicht Hanf- bis Erbsengröße.
In einem anläßlich des Straßenbaues neu eröffneten Steinbruche
oberhalb dem Anwesen des Thannhäuser kommen in den dortigen
48 Franz Kretschmer, [48]
basischen Randdioriten auch pegmatitische Gebilde, und zwar gang-
förmig vor. Solcher Dioritpegmatit ist wesentlich aus grobkörnigem
Plagioklas und Quarz und 1X2cm großen Tafeln von Meroxen
zusammengesetzt, akzessorisch ist Granat.
Vergleichen wir vorstehende Untersuchungsergebnisse mit den
früheren oben angeführten, insbesondere den Dünnschliffanalysen der
Diorite, so geht daraus die nahe Uebereinstimmung der petrographischen
Charaktere hervor. Betrachten wir ferner rückblickend den überaus
langen Gangzug unserer Dioritmassen, so staunen wir über die auffällig
gleichmäßigepetrographische Zusammensetzung dieser Horn-
blendebiotitdiorite auf ihrem langen Wege, auf so weite Ent-
fernungen, was ein merkwürdig gleichmäßig chemisch gemischtes
Urmagma zur Voraussetzung hat, um solch gleichartige Kristal-
lisationsbedingungen aus dem Schmelzfluß zu schaffen. Eine Differen-
zierung der Kristallisationsprodukte dem Hauptstreichen entlang
hat nicht stattgefunden, sie war in dieser Richtung so gut wie aus-
geschlossen; dagegen hat eine Spaltung innerhalb der Dioritmassen,
beziehungsweise ihrer Ausscheidungsprodukte senkrecht auf das
Streichen nach den Saalbändern hin stattgehabt, in der Weise,
daß in letzterer Richtung die ausgeschiedenen Massen sich an farbigen
Silikaten stetig anreicherten, beziehungsweise dahin basischer geworden
sind und gleichzeitig die an Plagioklas reichen Massen im zentralen
Kern des Ganges zur Konzentration gelangten, welche häufig zur
porphyritischen Struktur hinneigen.
Randliche Verdichtung des Gesteinskornes ist eine allgemeine Er-
scheinung: während in der Gangmitte ein grobes Korn herrschend
ist, erfolgt gegen die Saalbänder ein allmähliches Herabsinken der
Korngröße, letztere ist von der Abkühlung der Intrusivmasse an
den Ganggrenzflächen bedingt und davon abhängig.
Damit ist Parallelstruktur in den Randpartien und gegen die
Saalbänder hin innig verknüpft, welche sich bis zur Ausbildung von
feinstreifigen Dioritschiefer steigern kann. Dagegen fehlt den zentralen
Hornblendebiotitdioriten makroskopisch jede Parallelstruktur und nur
u. d. M. konnte ein schwacher Parallelismus der Hornblende-Biotit-
reihen einerseits und den Reihen der porphyrischen Plagioklase an-
derseits erkannt werden, welche Erscheinung wohl als ein fluidales
Phänomen aufzufassen ist. —
G. v. Bukowski hat auf dem neuen Kartenblatte Mähr.-Neu-
stadt—Schönberg nebst den dazugehörigen Erläuterungen in Beglei-
tung seines „Hornblendegranitites“ noch einen „Perlgneis“ ausgeschie-
den. Dieser ist jedoch nichts anderes als ein Differentiationsprodukt
unseres Hornblendebiotit-Diorits, welchem eine ausgezeichnete
Parallelstruktur eignet und worin die porphyritischen Bytownit-Ein-
sprenglinge als bis nußgroße Augen erscheinen. Genetisch gehört also
der sogenannte „Perlgneis“ zu unserem Dioritgabbrogange, demzufolge
dessen Abtrennung bei den nahen Beziehungen zum Diorit sich als
eine willkürliche Aktion darstellt, daher auf der beiliegenden geolo-
gischen Uebersichtskarte selbstredend unterlassen wurde.
[49] Der metamorphe Dioritgabbrogang im Schnee- und Bielengebirge. 49
Gesteine der graphitführenden Gebirgsfalte zwischen Mähr.-
Altstadt und Goldenstein ').
Hochwichtig und im hohen Grade charakteristisch ist unser
Schiefermantel in dem breiten Raume zwischen Mähr.-Alt-
stadt und Goldenstein entwickelt, er kann hier nicht nur auf Voll-
ständigkeit aller seiner sonstigen Gebirgsglieder Anspruch erheben,
sondern es kommen hier noch hinzu der Graphitsattel bei
Klein- und Großwürben nebst der angrenzenden Gra-
phitmulde bei Goldenstein.
Neben dem großen Spaltenausbruch des langen lakkolithischen
Dioritgabbroganges haben seitlich kleinere Ausbrüche des
dioritisch-gabbroiden Magmas stattgefunden, wodurch
sich das Auftreten von Dioritgneis (beziehungsweise diekschiefrigen
Hornblendegneis), Gabbroamphiboliten (Plagioklas- und Granat-
Amphiboliten, Gabbroamphibolschiefern und Hornblenditen, Horn-
blendefels), in der östlich angrenzenden Altstadt-Goldensteiner stehen-
den Gebirgsfalte mit ihren Graphitlagern erklärt.
Im Innern der Antiklinale von Klein- und Großwürben begegnen
wir einem domförmigen Kern von Glimmerschiefer und
Schiefergneis, darauf folgt ein elyptisch geformter ringsum ge-
schlossener Amphibolitzug, darüber im Hangenden der Kalk-
steinzug mit dem Sattelflöz lagert, dessen lange Sattelaxe
5 km, die kurze 2:5 km mißt. Ueber dem letzteren Kalksteinband folgen
nun an der nordöstlichen Sattelflanke dickschiefrige Dioritgneise
(Hornblendegneis), während an der südwestlichen Sattelflanke eigen-
tümliche dichte und plattige Hornfelse herrschen, welche lokal von
srobkörnigen feldspatreichen Pegmatitmassen durchsetzt werden,
welch letztere im Gegensatze zum femischen, den salischen Typus,
des dioritisch - gabbroiden Magmas repräsentieren. Die gedachten
Hornfelse an der südwestlichen Sattelflanke sind überaus feinkörnige,
hellweißgraue Gesteine, die als ein 300 bis 600 m breites Gesteins-
‚band, den ringförmigen Kalksteinzug mit dem Sattelflöz, zur Hälfte
seiner Peripherie umfassen. Unter dem Kalksteinring folgt
noch ein zweites Band solcher hellweißgrauer überaus fein-
körniger Hornfelse, dessen Breite von 200 bis 500 m wechselt und
dem Amphibolitzug im Innern des Sattelkernes an seiner westlichen
Flanke auflagert. — |
'Die letztgedachten Gesteine der Außenzone werden alsdann
durch einen großartigen ringförmigen Amphibolitzug an
der äußeren Sattelperipherie lückenlos umschlossen, worauf dann die
Glimmerschiefer und Sedimentgneise (ähnlich jenen des
Sattelkernes) die Reihe der zugehörigen Gebirgsglieder beschließen.
Es muß jedoch, um Mißverständnissen vorzubeugen, mit Nachdruck
betont werden, daß ein Teil dieser ringförmigen lagerartigen Züge
von Amphibolit und Hornblendeschiefer sehr wahrscheinlich von
Diabasen abstammt und nicht zum Eruptionsgefolge des Diorits
gehört; nähere Untersuchungen fehlen noch.
!) Siehe die geol. Karte und das Profil 1. ec. pag. 23 u. 56.
Jahrbuch d. k. k. geol. Reichsanstalt, 1917, 67. Band, 1. Heft. (F. Kretschnier., 7
50 Franz Kretschmer. [50]
In der südöstlich anstoßenden Synklinale finden wir
zwei Kalksteinlager mit Amphibolitstöcken, Quarzit-
lagern und Graphitflözen, welche die einander zufallenden
Muldenflügel darstellen, während das Muldeninnere durch mächtige
Hornblendebiotitgneise (wahrscheinlich vom Diorit abstammend),
Plagioklas- und Granat-Amphiboliten ausgefüllt werden,
welch letztere auf Gabbros als Ursprungsgesteine hinweisen.
Ob nach Analogie des benachbarten großen Dioritgabbroganges
auch die Hornblendegneise und Hornblendebiotitgneise des Altstadt-
Goldensteiner Graphitgebietes tatsächlich von Dioriten, die Plagioklas-
und Granat-Amphibolite von Gabbros abstammen, bleibt späteren
Untersuchungen vorbehalten. Die Wahrscheinlichkeit spricht dafür
jedoch mit dem Unterschiede, daß wir uns die letztgedachten Eruptiv-
gesteine zum Teil als Deckenergüsse vorzustellen haben und ein
Teil der Amphibolite insbesondere die Granat-Amphibolite als stock-
förmige Massen die Kalksteinzüge mit ihren Graphitflözen durchbricht
oder im Liegenden oder Hangenden begleitet.
Unter dem Einflusse der gedachten Eruptivgesteine machte sich
eine ausgebreitete Kontaktmetamorphose geltend, welche alle
Sedimente mit wechselnder Intensität ergriffen und den neuen Mineral-
bestand derselben geschaffen hat; hierbei wurden die Kalksteine
teils zu Marmor, untergeordnet Kalksilikatfels, meist jedoch zu
Diopsidkalkstein weiterschreitend zu Ophikalziten umgewan-
delt, die Sandsteine ergaben Quarzite, die Tonschiefer sind zu
Phylliten, Glimmerschiefer sowie Schiefergneisen, die
sandig-grauwackigen Gesteine zu Hornfelsen geworden und endlich
die phytogenen Sedimente der Kontakmetamorphose zu Graphit und
Graphitschiefer sowie Graphitkalkstein anheimgefallen, auf
welchem sich seit ungefähr 100 Jahren ein blühender Bergbau ent-
wickelt hat.
Von ganz besonderem Interesse ist es, die kontaktmetamorphische
Bildung des Diopsid-Kalksteins an einem Beispiel im Dünnschliff unter °
d. P. M. zu verfolgen. Der Dünnschliff wurde aus jenem großkörnigen
zuMarmor umgewandelten Kalksteinentnommen,
welcher im Hangenden des Sattelflözes lagert und
mit dem Öberstollen am Kiesbergbau zu Peterswald
10 m ebensöhlig überfahren wurde. Dieses übrigens vollständig frisch
erhaltene Gestein zeigt starke Diopsidbildung auf allen Struktur-
flächen, (Schicht- und Zerklüftungsflächen) in Form von Schmitzen,
Leisten und Adern dem Gestein eingeschaltet.
Diopsidkalkstein. vom Kiesbergbau Peterswald.
Schon mit freiem Auge und mit der Lupe kann an den Stufen
festgestellt werden, daß der Kalkstein in einem großkörnigen hell-
grauen bis weißen Marmor umgewandelt ist, derselbe erscheint
mit Eisenkies (Pyrit) und Graphitblättchen stark durch-
schwärmt; ferner findet man darin einen olivgrünen Pyroxen, in
bald größeren, bald kleineren rundlichen Körnern und unregelmäßigen
Kristallen; derselbe zieht dergestalt und in Leisten und Schmitzen
[51] Der metamorphe Dioritgabbrogang im ;Schnee- und Bielengebirge. 51
zwischen den Kalzitkörnern hindurch und verbreitet sich in zusammen-
hängenden Ueberzügen auf den Strukturflächen des Marmors.
Im Dünnschliff u. d. P. M. bemerkt man, daß der Marmor
aus sehr verschieden großen farblosen bis weißen Kalzitkörnern zu-
sammengesetzt ist, welche durch vollkommene Spaltung nach R (1011),
demzufolge scharfe und gedrängte Spaltrisse charakterisiert und all-
gemein durch polysynthetische Zwillingsbildung nach !/, R (0112) aus-
gezeichnet sind, deren Zwillingslamellen schwankende Breite zeigen
und bis zur Feinfaserigkeit herabsinken. Im Schliff farblos und grau-
lichweiß, bräunlich und schwärzlich, mehr oder weniger stark bestäubt.
Starke negative Doppelbrechung © — = 0'172 bedingt bei x Nikols
die blau und grün irisierenden weißlichen Interferenzfarben hoher
Ordnung. Zufolge der für den w- und s-Strahl verschiedenen Licht-
brechung, schwankendes Relief je nach dem das Licht die Kristall-
schnitte oder die Zwillingslamellen als ®- oder e-Strahl durchläuft,
ebenso tritt auch die Absorption der beiden Strahlen mit dem Sinne
o > e auffällig hervor und noch auffälliger wird diese Erscheinung
‚in den polysynthetisch verzwillingten Kalzitindividuen, wo bei aus-
geschaltetem Analysator das eine Lamellensystem farblos, das andere
in lebhaften blauen und braunen Farben erglänzt. An der Peripherie
der großen Kalzitkörner drängt sich ein kataklastisches klein-
körniges Aggregat von Kalzit zwischendurch, stellenweise
schreiten diese Spuren mechanischer Einwirkung bis zur Ausbildung
von Mörtelstruktur fort. —
In solchen zerbröckelten Kalziten und überhaupt an der Grenze
der großen Kalzitindividuen begegnet man bald kleinen, bald
srößeren Körnern eines Diopsid,dernachArtdesDiallag
durch lamellaren Bau parallel (100) scharf charakterisiert
erscheint; die großen Körner sind mindestens 20 mal größer als die
kleinen; Kristalle fehlen. Derselbe ist im Schliffe farblos, kein Pleo-
chroismus, die Lichtbrechung höher als im Kalzit, daher das stärkere
Relief, die Doppelbrechung ist nach Maßgabe der orangegelben und
die orangeroten Interferenzfarben II. Ordnung‘ 7 — a = 0'030 bis
0:033; die Auslöschungsschiefe ce: c — 37 bis 38° im stumpfen Win-
kel ß, welcher Wert an zahlzeichen Individuen gemessen wurde. Die
großen Diopside zeigen einen Zerfall ineine Anzahlkleinerer
Körner von verschiedener optischer Orientierung. Daß
sich unser Diopsid auf Kosten des Kalzits entwickelt hat, geht aus
seinen starken, gegen den Kalzit gerichteten Ausbuchtungen und Kri-
stallisationshöfen hervor. Von besonderem Interesse ist die Beobachtung
von dem Vordrängen der Diopsidsubstanz von Molekül zu Molekül
aufdeneinzelnen Zwillingslamellen des Kalzits, das sich
u. d. P. M. gut verfolgen läßt, bis das ganze Individuum davon er-
faßt wird.
Von den Nebengemengteilen ist der Eisenkies (Pyrit) hervor-
zuheben, an dem unser Kalkstein außerordentlich reich ist und wodurch
derselbe besonders charakterisiert erscheint. Der Eisenkies umhüllt
einen großen Teil der großen Kalzitkörner an ihrer Peripherie, er ist
aber auch allerdings weit weniger oft und nur in kleinen Individuen
7*
52 Franz Kretschmer. [52]
im Innern der Kalzitschnitte zu sehen. Anderseits sind schöne, regel-
mäßig geformte kleine Kalzitrhomboeder verschiedener Schnittlage im
Eisenkies eingeschlossen. Derselbe läßt zumeist die Form © O & (100)
ı .x O® (210.100) auch im Schliff
deutlich erkennen, er ist durch seine im Auffallicht charakteristische
speisgelbe Farbe und den hohen Metallglanz leicht erkennbar, insbe-
sondere bei abgeblendetem Spiegel. Nach obigem Verhalten würde
man rückschließen, daß Kalzit und Pyrit gleichzeitig kristallisierten,
was aber nicht ganz zutrifft. Daß das Schwefeleisen bereits im ur-
sprünglichen Kalkstein vorhanden war, beziehungsweise beide gleich-
zeitig niedergeschlagen wurden, darüber kann kein Zweifel bestehen,
jedoch bei der kontaktmetamorphen Umkristallisation ist der an Masse
weit vorherrschende Kalzit zuerst, unmittelbar darauf
der Eisenkies ausgeschieden. Die Pyritbildung hat aber
bereits zur Zeit der Kalzitausscheidung im beschränkten Maße
angefangen und hat ihren Höhepunkt erreicht, als die
Kalzitbildung bereits aufgehört hat. Von einer tatsächlich
jüngeren oder späteren Kiesimprägnation, wie Prof. Weinschenk
behauptet, kann keine Rede sein, dafür bieten unsere Gesteine keinerlei
Anhaltspunkte, diese steht auch mit dem einfachen Bildungsvorgange
der letzteren im unlösbaren Widerspruche !).
Was endlich den akzessorisch beigemengten Graphit betrifft,
so bemerken wir, daß nur vereinzelte größere Blättchen davon im
Schliff zu sehen sind, sie erscheinen nicht immer völlig opak, sondern
sind durchscheinend mit bläulichem Lichtschein; dagegen enthält ein
Teil, und zwar die rauchgrauen Kalzitschnitte zahllose Punkteinschlüsse
von Graphitstaub in feinster Verteilung durch die betreffenden Körner
verbreitet, wodurch die hellgraue Färbung unseres Kristallinen Kalk-
steins, beziehungsweise Marmors bedingt wird.
weniger oft die Kombination
Diopsidkalkstein von der Schnaubeltkoppe zu Klein-
würben.
Zu den hervorragend charakterisierten Vertretern seiner Art
gehört der Diopsidkalkstein mit seinen schönen Diopsidkristallen,
welchen Verf. auf der Schnaubeltkoppe oberhalb Kleinwürben im Han-
genden des dort durchstreichenden Sattelflözes in einem kleinen Stein-
bruch aufgefunden hat. Es bricht daselbst ein dunkelgraublauer mittel-
körniger kristalliner Kalkstein mit reicher Graphitimprägnation, der
in Form kleinster, stark metallisch glänzender Blättchen und eben-
solchen Körnern dem Gestein eingestreut ist; weniger reichhaltig ist
derselbe mit Eisenkies eingesprengt; ferner findet sich darin als
Nebengemengteil ein stark perlmutterglänzender Muskovit in kleinen
Schüppchen verstreut. —
Dieser kristalline Kalkstein enthält zahllose Kristalle und
Körner von Diopsid eingewachsen, welche insbesondere an den
!) Zur Kenntnis der Graphitlagerstätten. Abhdlgn. d, k. bayr, Akademie. d,
Wiss, I. Cl. XIX., I. Abt., München 1897, pag. 19.
[53] Der metamorphe Dioritgabbrogang im Schnee- und Bielengebirge. 53
Strukturflächen und anderen freiliegenden Flächen der Verwitterung
ausgesetzt, alsdann die Diopside frei hervorragen läßt; dieselben
erreichen 15- 20 mm Länge, bei 5—6 mm Breite, dagegen die kleinen
Kristalle nur 5—3 mm und darunter lang werden, sie sind jedoch in
um so größerer Zahl eingewachsen. Die meisten Diopsidkristalle sind
bloß in der Prismenzone entwickelt, mit folgenden nach ihrer abstei-
genden Größe geordneten Flächen:
o Po (100). P & (010). P (110)
dagegen Endflächen fehlen. Vollständig ausgebildete Individuen mit
Endflächen sind nicht allzu häufig, alsdann treten zu den bereits an-
geführten noch folgende Flächen hinzu:
o P (001).2 P » (021).1/, P (312)
Der Habitus solcher Kristalle besitzt große Aehnlichkeit mit dem-
jJenigen des Diopsids von der Schwarzenstein-Alpe im Zillertal!) und
aus dem Alatal (Testa. Ciarvo)°). Spaltbarkeit nach © P (110) ist
an den Prismenquerschnitten senkrecht c sehr gut zu sehen, die
Spaltrisse sind häufig so dicht gedrängt, daß Feinfasrigkeit parallel
c entsteht; sehr gute Teilbarkeit nach (001) scharf ausgeprägt, Spalt-
barkeit sowohl nach (100) als auch nach (010) gleichvollkommen.
Die Farbe dieser Kristalle ist eisenschwarz, infolge massen-
hafterGraphiteinschlüsse; merkwürdigerweise sieht man nächst
diesen graphitgeschwärzten Individuen auch solche, die von Graphit
frei, zu den hellgefärbten Diopsiden gehören, sie sind grünlichweiß
und gelblichweiß; die ersteren sind matt, auf Bruchflächen oft metal-
lisch glänzend, letztere dagegen glasglänzend. Außer den Graphitein-
schlüssen bekommen wir in diesen säulenförmigen Diopsiden auch
zahlreiche Pyrite zu sehen, da und dort mehr oder weniger
angehäuft.
Verf. hat diesen Diopsidkalkstein bereits früher kurz beschrieben
in seiner Abhandlung „Die Graphitablagerung bei Mähr.-Altstadt und
Goldenstein“, jedoch den schwarzen Diopsid für Augit gehalten).
Später sandte Verf. einige charakteristische Stufen mit schönen Diop-
siden an das mineralogisch-petrographische Institut der Deutschen
Universität Prag, wo Prof. A. Pelikan den Pyroxen eingehend unter-
suchte und denselben als einen tonerdereichen, eisenarmen Leukaugit
beschrieben hat *). Eine im späteren Zeitpunkte durch R. v. Zeynek
ausgeführte chemische Analyse ergab jedoch einen fast reinen Kalk-
magnesia-Diopsid?°). Danach hat unser Altstädter Diopsid nach-
folgende prozentische Zusammensetzung:
1) C. Hintze, Mineralogie II. Bd., pag. 1059.
2) Ebendaselbst pag. 1068.
e)>L. 'C-PR82:28,.
*) Tschermacks Min.-petr. Mitt., 19. Bd. 1900, pag. 106—110.
5) Tschermacks Min.-petr. Mitt., 19. Bd. 1900, pag. 338—339.
Er Franz Kretschmer. [54]
I. II: Molekular-
Prozent prozente
Kieselsäure 0, . . 5176 52:00 0867
Tonerde 41,0, °." „2°. 065 1:70 0'016
Eisenoxyd FR,0,;,. . . 035 035 0.002
Eisenoxydul FeO . . 0:69 071 0.010
Kalkerde 040”; .. ....25°78 2592 0463
Magnesia M9O . . .„. 1835 18:45 0'462
Natron Na, D. 7... ©, 0:86 0:87 0014
Wasser 1.0: 2.381554: 084 — —
Kohlenstoll..C:" 7,7052 _ —
Zusammen . . . 10047 100:00 _—
Die bei diesem Anlasse von Pelikan gefundene Doppelbrechung
Y— x—0'0157 ist für Diopsid so auffallend schwach, daB dieser
Wert unmöglich richtig sein kann, denn derselbe ist für Diopsid all-
gemein mit 0'029 ermittelt worden (siehe das Farbenschema von
Michel Levy und Lacroix), womit auch die vom Verf. weiter oben
für den Diopsid des demselben Vorkommen angehörigen kristallinen
Kalkstein (Marmor) vom Kiesbergbau Peterswald gefundene Differenz
der Brechungsexponenten — x —=0050 bis 0033 nicht nur in naher
Übereinstimmung steht, sondern noch etwas größer ist. Dagegen ist
die Lage der I. Mittellinie für den Kleinwürbener Diopsid X c:c
für Na Licht — 36° 36‘ für Li Licht 36° 51‘ gefunden worden, was mit
dem für den Peterswalder Diopsid gefundenen Winkelwert c:c —=
— 37 —38° gut übereinstimmt. Ferner erhielt Pelikan 2 Ea für Na
Licht = 110° 1‘ und für rotes Licht 112° 30° und daraus 2 Vna =
— 5557‘ und 2 Vk = 56036; welcher für Diopsid klein erscheint.
Auch der kristalline Kalkstein aus dem zum Hauptaufschlußbau
dienenden Aloisstollen des Graphitbergbaues bei Klein-
würben ist zum größeren Teil Diopsidkalkstein, welcher
das Sattelflöz im unmittelbaren Liegenden und Hangenden konstant
begleitet.
Ein weiterer Teil dieser kontaktmetamorphen Kalksteine besteht
aus einem Gemenge von Muskovit, Kalzitindividuen, Diop-
sid, Graphitkörnern und -Schuppen als Hauptgemengteilen
nach ihrer abnehmenden Menge geordnet; akzessorisch erscheint
Magnetit, spärlich Granat. Man kann deutlich verfolgen, daß der
Diopsid auf den zahllosen pseudorhomboedrischen Spaltungsklüften und
sonstigen Strukturklüften des Kalksteins später eingewandert ist und
sich dort angehäuft hat. Es ist leicht begreiflich, daß solcher Muskovit-
Diopsidkalkstein mit HCl behandelt bloß ein sehr schwaches Auf-
brausen zeigt; derselbe fühlt sich überdies sehr fettig an und dürfte
wohl dieser Muskovit zum Serizit zu stellen sein.
Des öfteren wurde eine Wechsellagerung von hellgrünem
bis schwarzgrünem Diopsid in zentimeterdicken Leisten und Trüm-
mern mit blendendweißen Kalzitschnüren und -Lagen beobachtet.
Der erstere ist teils rundkörnig, teils fasrig, Kristalle selten ; mitunter
[55] Der metamorphe Dioritgabbrogang im Schnee- und Bielengebirge. 55
ist der Diopsid mit Graphitschüppchen imprägniert und dann schwarz
gefärbt.
Aehnlichem Diopsidkalkstein begegnen wir auch im Hubertstollen
am Baderberge bei Goldenstein, wo derselbe das unmittelbare Han-
sende und Liegende des Baderberg-Graphitflözes bildet und von
mannigfaltigen Gabbro-Amphiboliten durchbrochen wird. —
Auf der obgenannten Schnaubeltkoppe, und zwar in der
Lokalität, wo sich die alten Graphitschürfungen des Olmützer Kauf-
mannes Hirsch in der dortigen Josefszeche befinden, hat der Verf.
einen bemerkenswerten Andalusitkalkstein gefunden, der für
den kontaktmetamorphischen Charakter dieser Kalksteinmassen sehr
bezeichnend ist; darin der Andalusıt in schönen rhombischen Prismen
entwickelt erscheint. Der zwischengelagerte Muskovitgneis enthält bis
zollgroße Muskovittafeln. Weiter aufwärts am Teltschhübel, dort,
wo die Barbarazeche gelagert erscheint, wurde vom Verf. ebenfalls
Andalusit-Kalkstein gefunden. —
Das zum Teil marmorisierte Kalksteinlager im Hangenden des
Baderbergflözes bei Schlögelsdorf führt nächst der Fleischerkapelle
neben Graphitschuppen eine mehr oder weniger große Menge von
Gramatit. Derselben kontaktmetamorphen Gesteinszone gehören
auch die teilweise marmorisierten Kalksteine von Setzdorf, Sorge und
Wildschütz an, welche ebenfalls neben Graphitschuppen viele Grama-
titsäulen enthalten. —
Die Hornfelse an der südwestlichen Sattelflanke, beiderseits
des Teltschbaches nächst Kleinwürben.
Mannigfaltig und charakteristisch ausgebildete Hornfelse sind in
den Steinbrüchen am rechten Teltschbachgehänge knapp unterhalb
Kleinwürben aufgeschlossen, und zwar sind hier folgende Typen ver-
treten:
1. Hellweißgraue feinstreifige Andalusit-Biotithornfelse,
als das vorherrschende Hauptgestein,
2. dunkelbraunvioletter Biotit-Feldspathornfels und
3. berggrüner chloritisierter Biotit-Feldspathorn-
fels andalusitführend, als dagegen zurücktretende auf einzelne
Bänke beschränkte Felsarten.
Makroskopische Untersuchung unter Mithilfe des binokul.
Mikroskops:
ad 1. Der hellweißgraue streifige Hornfels erscheint
uns als eine Anordnung des Andalusits in Körnerreihen, in dem
herrschenden überaus feinkörnigen Feldspatquarzgemenge mit
Hornfelsverband; und zwar heben sich namentlich auf den Schiefe-
rungsflächen im Längsbruche die stark glitzernden Spaltflächen des
Andalusits ab, man. sieht längliche, bald breitere, bald schmälere
Leisten, und erkennt seine langprismatischen Gestalten kreuz und
quer umherliegen. Akzessorisch ist Hornblende in Körnern und
Schmitzen sowie schwarzbraune Flecken bestehend aus Ilmenit nebst
Magnetit. Als Folge fortschreitender Umwandlung und damit zusammen-
56 Franz Kretschmer. [56]
hängender Druckwirkung verbreiten sich auf den Schieferungsflächen
mannigfaltig verwachsene Muskovitaggregate, dagegen im Quer-
bruche davon fast nichts zu sehen ist; sie haben sich gewiß auf
Kosten des Andalusits und Plagioklas gebildet. Indem sich der Mus-
kovit fortgesetzt anreichert, übergeht der im gedachten Kontakthofe
herrschende Hornfels schließlich in einen gneisähnlichen Mus-
kovit-Feldspathornfels. Sehr bemerkenswert und auffällig sind
die dem herrschenden weißen glimmerfreien Hornfels parallel zur
Foliation eingeschaltete, 1 bis 10 mm dicke Lagen von schwarzgrüner
prismatischer, blättriger und faseriger Hornblende im innigen
feinkörnigen Gemenge mit farblosem Feldspat.
ad 2. Der dunkelbraunviolette Biotit-Feldspathorn-
fels erscheint als ein überaus feinkörniges Plagioklas-Quarz-
semenge, sehr reich mit schwarzbraunem Meroxen und gelbbraun
durchsichtigem Phlogopit verwachsen, es sind durchwegs kleinste
Schüppchen von unvollständiger, beziehungsweise skelettartiger
Ausbildung, wie in Hornfelsen Regel.
ad 3. Der olivengrüne bis berggrüne Biotithornfels
besteht zumeist aus viel Feldspat, wenig Quarz, mehr oder weniger
mit Biotit in Blättchen durchwachsen, akzessorisch ist schwarzgrüner
Amphibol wohl meist in Form von Skeletten. Es treten darin helle
Schieferlamellen auf, worin die farbigen Gemengteile ganz ausfallen.
Infolge Verwitterung werden Biotit und Hornblende zu Chlorit um-
gesetzt, gleichzeitig scheidet sich eine Menge Ilmenit aus, der in
Form schwarzbrauner Flecken und Warzen die Strukturflächen über-
zieht, außerdem bilden kolumbiurote Granate neben Magnetit spär-
liche Uebergemengteile. Der berggrüne Biotithornfels wechsellagert
mit dem braunvioletten in Form paraller Streifen oder regellosen
Striemen. Obige drei Hornfelsarten sind miteinander durch alle mög-
lichen Uebergänge verknüpft und man sieht an den Steinbruchswänden
wie rasch diese Gesteinsabänderungen miteinander abwechseln und
wie groß ihre Mannigfaltigkeit ist. —
Andalusitbiotithornfels.
Von der oben sub 1. angeführten, weitaus vorherrschenden hell-
weißgrauen Felsart enthüllt das P. M. im Dünnschliff reihen-
förmig angeordnete Andalusite, welche im Bilde weitaus vorwalten,
und von grünbraunen Biotitschnüren umflochten werden, da-
zwischen flach ausgewalzte feinkörnige Quarz-Feldspataggregate
hindurchziehen. Die ausgezeichnet parallele Anordnung dieser Kom-
ponenten läßt die vollkommene Schieferstruktur scharf markiert
hervortreten, womit die Quetschung des Gesteins senkrecht zur Schie-
ferung Hand in Hand geht; gleichzeitig finden wir, daß überall im
Gestein, insbesondere in den Andalusitaggregaten der Hornfels-
verband zur Geltung kommt. Als akzessorische Gemengteile sind
zu nennen: Große Muskovitlamellen im Gestein einzeln zerstreut, sie
zeigen schönen Zonenbau und hohe Doppelbrechung, daher die auf-
fallend lebhaften Interferenzfarben. Erze fehlen dem Gestein gänz-
lich. —
[57] Der metamorphe Dioritgabbrogang im Schnee- und Bielengebirge. 57
Der Andalusit zeigt zum Teil quadratische, zum Teil rund-
liche Querschnitte sowie linsenförmige Anschwellungen, seine Körner
sind von Biotit umsäumt, gewöhnlich ist er so massenhaft mit kohliger
Substanz erfüllt, daß er schwärzlich pigmentiert und dann nähere
optische Bestimmungen daran unausführbar sind. Dessenungeachtet
kann man an vielen Schnitten die gute Spaltbarkeit nach (110) gut
erkennen, welche dicht gedrängte Längsrisse, in Querschnitten recht-
winklig sich kreuzende Risse liefert; sehr charakteristisch für unseren
Andalusit ist die siebartige Durchlochung mit einer Unmasse
kleinster Quarzkörnchen und Kriställchen. Interessant
ist die Tatsache, daß man in solch schwärzlich pigmentierten Anda-
lusit in zentraler Lage einen einzigen größeren Quarzkristall der
Form © P.R.—ZR, seltener mehrere solcher erblickt, die merk-
würdigerweise vollständig einschlußfrei und farblos sind.
Das lagenweise zwischengeklemmte Quarzfeldspataggregat be-
steht zumeist aus Quarz, daran reiht sich der Menge nach Ortho-
klas und diesem das Gleichgewicht haltend Plagioklas, mit teils
sehr dünnen linienartigen, teils breiten Zwillingslamellen nach dem
Albitgesetz, was auf verschiedene Mischungsglieder der
Kalknatronfeldspate schließen läßt. —
Andalusitführender Biotit-Feldspathornfels.
Bei Durchsicht des Dünnschliffs u. d.P. M. des oben sub 2
angeführten braunvioletten Hornfelses fällt uns sofort die
große Menge Biotit auf, die in riemenförmiger, mehr oder weniger ge-
wundener und verflochtener Anordnung zwischen den übrigen Kom-
ponenten von fast durchwegs geringer Licht- und Doppelbrechung
hindurchzieht. Diese letzteren stellen ein überaus feinkörniges Gemenge
von herrschendem ÖOrthoklas und Plagioklas mit Quarz
in auf und ab schwankender Menge; akzessorisch sind in ein-
zelnen Teilen des Dünnschliffes zusammengescharte, von Graphit
erfüllte Andalusite, die sich meist in der Nähe des Biotits
finden; Erze sind selten oder fehlen gänzlich; farbloser Titanit in
wenigen Individuen von zum Teil spitzrhombischem Querschnitt er-
scheint im Schliff einzeln zerstreut. —
Die Feldspate gehören teils zum Orthoklas mit perthiti-
schen Verwachsungen, teils ohne solche; der Plagioklas ist
teils aus überaus feinen Zwillingslamellen nach dem Albitgesetz auf-
gebaut, zumeist aber bloß Zwillingshälftlinge. Sehr häufig sind Quarz-
einschlüsse im Feldspat, womit derselbe . mitunter siebartig
durchlocht erscheint, es sind entweder unregelmäßige Körner oder
Kristalle der komb. Form oP.R.—R; die feinen Zwillingslamellen
lassen auf den sauren Charakter der Plagioklasmischung schließen.
Der Biotit erteilt der frischen Felsart ihre braunviolette Farbe
und besitzt die für Hornfelse charakteristische rudimentäre und
skelettartige Ausbildung seiner Formen: es sind kleinste, überaus
feinfaserige, zum Teil strukturlose Blättchen und Leisten, gewöhnlich
parallel zur Schieferungsebene, riemenförmig ausgezogen, kein Zonen-
bau, dagegen tiefe Eigenfarbe braungrün, seltener braun, daher nur
Jahrbuch d. E.k. geol. Reichsanstalt, 1917, 67. Band, 1. Heft. (F. Kretschmer.) 8
58 Franz Kretschmer. [5 8]
wenig charakteristische und seltene Interferenzfarben ; der Pleochrois-
mus ist a braungelb, b und ce tiefbraun bis schwarz. Dieser schlecht
entwickelte Biotit ist parallel zur Schieferung verteilt, dergestalt, daß
die Schieferlamellen dadurch in deutlicher Weise markiert erscheinen,
Alle übrigen Komponenten sind ebenfalls kleinkörnig ausgebildet, stoßen
meistens stumpf aneinander, wodurch typische Hornfelsstruktur
zum Ausdruck kommt, weniger häufig ist ein verzahnter Eingriff der
Körner. Auch ist das gegenseitige Umschließen der Hauptgemeng-
teile für den Hornfelscharakter entscheidend, —
Durch Verwitterung geht der Biotit in faserigen Chlorit über,
welcher nach seinem optischen Verhalten zum Klinochlor zu
rechnen ist, wie ich mich an den Dünnschliffen der beiden Felsarten,
sub 2 und 3 überzeugt habe. Indem solche Chloritisierung in
dem frischen Gestein nach Striemen sowie in regellosen Zonen vor
sich geht, bis schließlich ganze Schichten davon ergriffen werden und
dann daraus der sub 3 angeführte berggrüne chloritisierte Feld-
spathornfels hervorgeht. —
Es ist nicht im Rahmen dieser Arbeit gelegen, die mannig-
faltigen Gesteinsarten des gewaltigen Dioritgabbroganges einer er-
schöpfenden Untersuchung zu unterziehen, dies soll für später auf-
gespart bleiben; hier wurden oben nur die wichtigsten und die
bisher unbekannten Gesteinstypen hervorgehoben, in eingehender
Weise untersucht und besprochen, worauf man sich beschränkt, weil
der Schwerpunkt vorliegender Arbeit in der unten folgenden genauen
Untersuchung und Besprechung der überaus mannigfaltigen Pyro-
xenite und Peridotite liegt.
Das Schieferdach, welches der gewaltige lakkolithische
Dioritgabbrogang aufgehoben hat, erscheint wohl an den beiden
Flügeln im hohen Maße unsymmetrisch, dessenungeachtet ist es
beiderseits fast mit denselben Gebirgsgliedern entwickelt und: be-
steht aus mannigfaltigen, in den obigen Profilen angeführten kontakt-
metamorphisch weitgehend veränderten Sedimenten, die sich als"eine
über den Fruptivmassen aufgestülpte Kappe darstellen, davon die
Scheitelkalotte seither durch die Erosion weitgehend abgetragen wurde.
Während der Intrusion der gedachten Massengesteine sind nicht allein
die mannigfaltigen Schiefer und Gesteine der Sedimentkappe kontakt-
metamorphisch beeinflußt und aufgehoben worden, sondern es bahnten
sich auch die ultrabasischen Spaltungsprodukte des Restmagmas ihren
Weg teils auf den Schichtfugen der umschließenden Sedimente, oder
erstere durchbohrten letztere auf Schlotten diatrematisch, indem die
magmatischen Gase die Schichtgesteine durchschlugen, wodurch die
Wege geschaffen wurden, auf denen das Magma sofort empordrang.
Neben den Deckenergüssen auf dem Gebirgssattel und der an-
gsrenzenden Mulde zwischen Mähr.-Altstadt und Goldenstein erfolgte
gleichzeitig in der Nachbarschaft die Intrusion des
dioritisch-gabbroiden Ganglakkolithen, welcher zuletzt
langsam erstarrte, wobei sich in den zentralen Gangteilen die sauren
Glieder, in den Randteilen und gegen die Saalbänder hin, mannig-
[59] Der metamorphe Dioritgabbrogang im 'Schnee- und Bielengebirge. 59
faltige Gabbroamphibolite als basischen Gliedern, dieser merkwürdigen
Massengesteinsreihe ausgeschieden haben. Nachdem solcherart die
gedachte großartige Hauptspalte geschlossen war, hatte das Magma
in der Tiefe nur noch den nötigen Druck, um die ultrabasischen
Gesteine, und zwar die Peridotite und Pyroxenite in der Richtung
des geringsten Widerstandes nach der Erdoberfläche zu fördern.
Die Ursachen für die Eruption sowie für die Metamorphose
unserer Diorit- und Gabbrogesteine sind in dem Auftreten und der
Fortdauer der tektonischen Störungen des Gebietes zu suchen, womit
die Gebirgsbildung, das heißt die Erhebung des Glatzer und Spieg-
litzer Schneegebirges sowie des Reichensteiner- und Bielengebirges
im ursächlichen Zusammenhange stehen. Die große Spaltentektonik
und die Intrusion unserer Gangmassen stehen in einem innigen ur-
sächlichen Kausalzusammenhange; dieselben verhalten sich gegen-
einander wie Ursache und Wirkung; sie bedingten sich gegenseitig
und sind fast gleichzeitiger Entstehung derart, daß Spaltenbildung
und Intrusion unmittelbar aufeinander folgten. Die Massenbewegungen
bei der Gebirgsentstehung äußerten sich in der Quetschung der
Diorit- und Gabbrogesteine, woraus sich je nach der Nachgiebigkeit
gegen diese tangentialen Druckkräfte und dem Alter ihres Ausbruches
proportional, ein mehr oder weniger hoher Grad von Parallelstruktur
und Schiefrigkeit der verschiedenen Gesteinstypen ergeben hat, was
schließlich zur Gneisstruktur führte, und zwar sind die Horn-
blendebiotit-Dioritgneise des Altstadt-Goldensteiner
Graphitgebietes sowie die randlichen Hornblendediorit-
gneise des Ganglakkolithen am vollkommensten mit der ge-
dachten gneisartigen Parallelstruktur ausgestattet, dagegen die zen-
tralen Hornblendebiotitdiorite des in Rede stehenden Gang-
lakkolithen ihre granitisch-grobkörnige und dickbankige
Struktur noch am besten bewahrt haben, weil sie während ihrer
Intrusion den gebirgsbildenden Druckkräften weniger intensiv sowie
auch zeitlich im geringeren Maße getroffen wurden. —
Ueberblicken wir an der Hand der beigegebenen geologischen
Karte (Tafel I) das dargestellte Gesamtgebiet, so erscheint uns der
gewaltige Dioritgabbrogang als eine merkwürdige geologische Einheit,
welche samt ihrer 'beiderseitigen unsymmetrischen Schieferhülle ein-
geklemmt ist einerseits zwischen die große Granitgneiskuppel der
Kepernik-Hochschargruppe im Ost, des Friedeberger Granitstock-
werkes im Nord, sowie anderseits die Gneismasse des Bielengebirges
nnd schließlich den Granitgneisfächer des Spieglitzer Schneegebirges
im West, welcher bis in den Baudenwald fortsetzt und darüber hinaus
im Kreidegolf von Schildberg bespült wurde. Wir befinden uns also
in einer mannigfaltigen petrographischen Provinz, worin die weitaus
vorherrschenden sauren Granitgneise, über die dagegen stark zurück-
tretenden intermediären Diorite und Dioritgneise, als auch die basi-
schen Gabbroamphibolite bis zu den ultrabasischen Pyroxeniten und
Peridotiten reichen, welch letztere sporadische Stockgesteine an
kein bestimmtes Niveau gebunden sind. In der Gefolgschaft der
Keperniker Granitgueismassen befinden sich gigantische Stockgesteine,
8*
60 Franz Kretschmer. [6 0]
und zwar Stockpegmatite und Stockaplite sowie die Alkaligranitit-
aplite von. Neudorf, daran schließt sich die eigentliche Ganggefolg-
schaft, bestehend aus schwachen Gangpegmatiten und Gangapliten
sowie schwachen Gängen von Minettefels.
Dieser letztere erscheint als Rest unseres dioritisch-gabbroiden
Magmas und stellt sich insofern als ein wertvolles Glied in der Reihe
der Altersfeststellungen dar, als er unterdevonischen Phyllit durch-
bricht, also jünger als Devon ist, demzufolge wohl auch den übrigen
Eruptivgesteinen ein postdevonisches Alter zukommt. Wir wissen
übrigens, daß unsere Gneiskuppeln am Ende der Kulmperiode auf-
gepreßt worden sind).
Die Tatsache, daß die sauren Glieder unserer eruptiven
Gesteinsreihe in gigantischen Kuppeln oder im weitgespannten Fächer
auftreten, dagegen dieintermediären und basischen Massen nur
als relativ viel kleinere lakkolithische Gänge oder Massive (Zöptau)
und die ultrabasischen als kleine Stöcke erscheinen, läßt sich auf eine
intratellurische Differentiation des Magmas zurückführen, dabei das-
selbe der Schwerkraft folgend sich nach dem spezifischen Gewichte
sonderte, deshalb zuerst die oben liegenden, weil leichteren sauren
Massen zur Förderung gelangten, dagegen die schweren basischen
Bestandteile aus größerer Tiefe bloß in Form weit weniger umfang-
reicher Batholithe oder Gänge die Erdoberfläche erreichten, die ultra-
basischen Gesteine sich gar nur als untergeordnete Ausläufer des
tiefsten Magmaherdes darstellen. —
Die tektonischen Verhältnisse des Gebietes, bzw. des Gang-
lakkolithen und seines Schiefermantels.
(Hierzu die geologische Karte Tafel 1.)
Nachdem wir die Petrographie und Stratigraphie im wesentlichen
und an einer Reihe ganz neuer für Mähren bisher unbekannter Gesteins-
typen eingehend erörtert haben, gelangen wir nunmehr zur näheren
Untersuchung und Schilderung der denkwürdigen Tektonik unseres
Dioritgabbroganges an der Hand der beiliegenden geologischen Karte.
Der große Dioritgabbrogang im Spieglitzer Schnee- und dem
Bielengebirge beginnt im SSW an der Marchtal-Buschiner
Bruchlinie und endigt im NW vor Weißbach nächst
Jauernig, wo er an dem großen sudetischen Randbruch
abgeschnitten wird; derselbe hat eine Gesamtlänge von 54'6 km
und eine schwankende Breite von 1'2 bis 1'’4km an den schmalen
und 2:3 bis 25 km, an den breiten Stellen, 2°7 bis 3:0 km im Maximum ;
durchschnittlich 2'2 km soweit derselbe unversehrt geblieben und nicht
an dem sudetischen Randbruche abgesunken ist, Der nicht abgesunkene
Teil hat daselbst nur eine stehengebliebene Breite von 0'5 km an der
schmalsten und 15km an der breitesten Stelle.
Die geologische Erscheinungsform dieses gewaltigen Ganges von
Diorit und Gabbro macht in dem Teile, welcher an dem Buschiner
ı) „Das metamorphe Diorit- und Gabbromassiv in der Umgebung von
Zöptau“. Jahrb. d. k. k. geol. R.-A. 1911, 61. Bd., pag. 172—173.
[61] Der metamorphe Dioritgabbrogang im Schnee- und Bielengebirge. 61
Bruch einsetzt, längs des Marchtals, westlich der Graupa, am Kunzen-
bach und längs des Schlippentales fortsetzt, den Eindruck, als sei eine
sudetische Querspalte mit erzgebirgischen Streichen
nach Ih 3!/,gd bis 2h 10 gd mit dem dioritisch-gabbroiden Magma
aufgepreßt worden; die Länge dieses Gangstückes beträgt 396 Im.
Von Niesnersberg und Gurschdorf anfangend bis Jauernig und Weiß-
bach weitere 150 m Länge aber folgt der gedachte Dioritgabbrogang
einer sudetischen Längsspalte mit dem herceynischen
Streichen 21h 13gd. Der zentral ausgeschiedene quarzarme
Hornblendebiotit- Diorit reicht jedoch nur bis an den Krebsbach vor
Jauernig, das äußerste nordwestliche Ausstreichen gegen Weißbach hin,
wird aber durch basische Ausscheidungen, und zwar mannigfaltige
Feldspat-Amphibolite gebildet !). —
Das erstangeführte Gangstreichen liegt nahezu parallel der
Längsachse des Spieglitzer Schneegebirges. (Koppenzug)
2h Ogd, dagegen das letzgenannte Streichen parallel zur Längs-
achse des Altvater—Kepernik—Fichtlich-Haidenzuges
— 21h 6gd gerichtet erscheint. Es ist wohl zweifellos daß die
Bildung dieser nach erzgebirgischem und hercynischem Streichen knie-
förmig gebogenen großen tektonischen Gangspalte mit der Gebirgs-
faltung im ursächlichen Zusammenhange steht. Später ist dann ein
Teil der großen Gangbreite in dem Gangabschnitte Gurschdorf-Jauer-
nig durch den großen sudetischen Randbruch (der dort
zum Gangstreichen fast parallel nach 21h 15 gd läuft) abgeschnitten
worden und in die Tiefe der Neisseniederung abgesunken, und
zwar erfolgte diese Absenkung staffelförmig.
Wie man sieht, läuft die gedachte gewaltige Längsstörung
nahezu parallel zum hereynischen Streichen, welche sich als
eine normale Verwerfung darstellt, mehr oder weniger mit der gene-
rellen Streichrichtung der daselbst angrenzenden Gebirgsglieder zu-
sammenfällt und eine Senkung am Hangenden der Verwerfungskluft
zur Folge hatte, mit der Wirkung, daß diekristallinen Gesteine
vor der Verwerfung, hinter derselben gänzlich unter-
drückt werden und sich dort an ihrer Statt die Neisseebene aus-
breitet.
Die Verhältnisse der Dislokation von Buschin und der March-
talspalte hat Verf. zuerst in ihrem Zusammenhange erkannt und darauf
hingewiesen °). Erst viel später befaßte sich auch G. v. Bukowski
mit der Marchtalspalte und hat einige neue Details hinzugefügt °),
jedoch das Prinzip dieser großartigen Verwerfung hat Verf. bereits
in ausführlicher Art und Weise festgelegt sowie den Kern der Sache
nach erläutert, ohne daß G. v. Bukowski auf meine Ausführungen
!) Diese letzteren sind in der geol. Karte Taf. Tin dem nördlichen Anteile,
und zwar von der Abzisse 17!/, km an nicht ausgeschieden, weil dem Verf. nicht
die Zeit übrig blieb, auch dort die Detailaufnahme zu besorgen, im anderen Falle
sich sonst die vorliegende Publikation noch weiter verzögert hätte.
?2) Die nutzbaren Minerallagerstätten Westmährens. Jahrb. d. k. k. geol.
R.-A. 1902, 52. Bd., pag. 385.
3) Nachträge zu den Erläuterungen des Kartenblattes Mähr.-Neustadt und
Schönberg. Verhandl. d. k. k. geol. R.-A. 1905, pag. 648.
62 Franz Kretschmer. [62]
zurückgekommen wäre. — Auch F.E. Suess hat in seiner neuesten
Publikation!) bezüglich der Marchtalspalte bloß die Arbeiten G. v.
Bukowskis berücksichtigt, dagegen die viel früheren prinzipiellen
Ausführungen des Verf. übergangen.
Unterziehen wir nunmehr auch die Störungslinie von Bu-
schin einer näheren Betrachtung, so findet man daß diese normal
oder nahezu senkrecht auf das allgemeine Streichen (2 h) diesseits der
Verwerfung, das ist genau nach 21 h 6 gd verläuft, also fast parallel
zum hercynischen Streichen gerichtet ist, somit auch
nahezuparallel zumsudetischenRandbruch, den wir oben
näher beleuchtet haben. Im Marchtal selbst wendet sich diese groß-
artige Querverwerfung in die Richtung 10h Ogd, was noch weiter
unten zur Erörterung gelangen wird. —
Betreten wir nun das Terrain hinter diesem Querbruch,
so finden wir in der Gegend von Buschin im Nord und Schwill-
bogen im Süd unsere dioritisch-gabbroiden Massengesteine wieder und
staunen darüber, daß sie hier zu einem lakkolithischen Massiv
von 6°3km Breite entwickelt sind; das jedoch in seiner weiteren
nordwestlichen Erstreckung, bei Schildberg auf 3°3 km Breite abbricht;
dasselbe beginnt im Marchtale, ist’ direkt an die Sprungkluft angelagert
und verbreitet sich von da in der Richtung auf den Hambalek,
Schildberg-Jedl, bis in die Gegend von Weipersdorf-Rotwasser. Es
wird insbesondere von dem Quertal der Friesa durchbrochen und
vorzüglich aufgeschlossen; das allgemeine Streichen der Dioritbänke
und der eingeschalteten Amphibolite ist jedoch bereits ein wesentlich
seändertes, und zwar 19h 6gd, das Einfallen 13 h 6gd unter flachen
Winkeln. Wir haben es also hier mit einer anderen Gebirgs-
scholle zu tun, worin der Tangentialschub aus erzgebirgischer
Richtung von SW nach NO zur Wirksamkeit kam, beziehungsweise
über die hercynischen Druckkräfte der Richtung von SO—NW das
Uebergewicht erlangte, welch letztere in der Gebirgsscholle jenseits
des Buschiner Querbruches erfolgreich tätig waren.
Die diesseits des Buschiner Querbruches im March-
und Graupatal entwickelte sedimentäre Schieferserie besteht, wie wir
oben an zahlreichen Profilen und durch eingehende Untersuchungen
nachgewiesen haben, aus mannigfaltigen Hornfelsen, Sedimentgneisen,
Glimmerschiefern und Tonschiefern, welche in ihrer Gesamtheit zwei-
fellos einen überaus instruktiven, an unseren lakkolithischen Diorit-
gabbrogang geknüpften inneren und äußeren Kontakthof vor-
stellen, der sich an den beiderseitigen Saalbändern entwickelte und
von den hochkristallinen Hornfelsen allmählig bis zu unberührtem
Tonschiefer abklingt. Allerdings ist die westliche Flanke dieser
Schieferumwallung gegenüber der weitverbreiteten Ostflanke nur
schwach und stiefmütterlich bedacht, sie ist aber dessenungeachtet
sehr charakteristisch entwickelt. —
Einem ähnlichen Kontakthof begegnen wir jenseits des
Buschiner Sprunges, und zwar wurden auch hier unter dem
!) „Die moravischen Fenster“. Separatabdruck. a. d. 88. Bd. der Denkschr.
d. naturwiss. Klasse d. k. Akademie d. Wiss. Wien 1912, pag. 609.
[63] Der metamorphe Dioritgabbrogang im Schnee- und Bielengebirge. 63
Einflusse des dioritisch-gabbroiden Kernes die sandig-grauwackige
Schieferhülle in mannigfaltige Biotithornfelse, Biotitschiefer, biotitreiche
glimmerige Quarzite und echte Biotitquarzite umgewandelt. Dieser
Kontakthof ist zwischen Schwillbogen und Zotküttl nördlich Hohenstadt
bis zum Zohseetal entwickelt, wo er allmählig in die Phyllite beider-
seits des Buseletales übergeht und demzufolge eine Breite von
6 km besitzt!). Zunächst am Dioritkern lagern Hornfelse, die hier
besonders mächtig sind, denen in der Linie Watzelsdorf—Johannes-
thal Biotitschiefer nachfolgen, letztere übergehen lokal in Biotitquar-
zite, jedoch fehlen auch dort Hornfelse keinesfalls. Es ist speziell
in dieser Zone ein solch häufiger Wechsel der gedachten Gesteins-
arten auf Schritt und Tritt wahrnehmbar, welche alle durch Ueber-
gänge verknüpft sind, so daß sich die einzelnen Typen räumlich gar
nicht festhalten und kartieren lassen, was bekanntlich bei Kontakt-
gesteinen fast Regel ist, davon auch die überaus widerspruchsvolle
Auffassung, wie sie in den verschiedenen geologischen Karten zum
Ausdruck kommt, herrührt; daher auch in unserer Karte die Dar-
stellung nur schematisch ist. Das allgemeine Streichen der gedachten
Sedimente ist nach 6 h und 18h gestreckt, das Einfallen ist in steil
aufgerichteten Undulationen bald gegen S, bald gegen N geneigt. Wir
ersehen aus solchem tektonischem Verhalten im Entgegenhalte zu
unserem Eruptivgange, daß die Spalte auf dem das dioritisch-gabbroide
Magma emporgepreßt wurde, die sedimentogene Schieferserie unter
einem X von 30° schräg durchsetzte, demzufolge die Auflage-
rungsfläche auf dem Dioritkern eine diskordante ge-
worden war.
Jedenfalls bildete der in Rede stehende breite Dioritgabbrogang
unseres Gebietes in präkulmischer Zeit, das heißt vor Entstehung der
Buschiner Verwerfung ein einheitliches zusammenhängendes Ganzes, er
besaß jedoch von Vornherein genau wie im NÖ bei Gurschdorf nächst
Friedeberg eine knieförmige Umbiegung, welche sich dem
hercynischen Streichen 21h 13 gd anzupassen strebte, dem diesfälligen
Faltungsdruck entsprechend.
Bleiben wir im NNO in der Nähe von Friedeberg, so finden
wir, daß die erzgebirgisch und hercynisch gestreckten Teile der
Dioritgabbromasse sowohl, als auch ihre beiderseitige Schieferhülle,
wohl knieförmig gebogen, aber noch vollständig beisammen sind und
ein unteilbares Ganzes bilden; sie sind jedoch nur insofern nicht im
Vollbesitze ihrer Gebirgsglieder, als der sudetische Randbruch ein
namhaftes Gangtrumm am Hangenden derselben abgeschert hat.
Im SSO grenzen jedoch infolge der Buschiner Querverwerfung eine
erzgebirgisch orientierte Gebirgsscholleaneinesolche
mit hercynischer Orientierung, welche bereits dem hercyni-
schen Gebirgssystem angehört und die während der Gebirgsfaltung
den hereynischen Druckkräften unterlag, ein Fall, der sich auf dem
mitteldevonischen Diabas- und Schalsteinzuge Sternberg—Bennisch
häufig wiederholt, woich die Gelegenheit hatte, derartige tektonische
!) Siehe die geol. Karte des Gebietes vom Verf. Taf. XV. Jahrb. d. k. k.
geol. R.:A, 1902, Bd. LII.
64 Franz Kretschmer. [64]
Verhältnisse hercynischer und erzgebirgischer Gebirgsschollen an Berg-
bauaufschlüssen genau zu studieren. Was dort im kleinen geschah,
können wir hier an großartigen Massen feststellen; allerdings an
kleinen übersichtlichen Beispielen läßt sich solch komplizierter Bau
leichter enträtseln, als dies an den hier in Frage kommenden gigan-
tischen Felskörpern der Fall ist; das Prinzip ist jedoch dasselbe und
die Lösung des Phänomens wohl unanfechtbar richtig.
Durch die Buschiner große Verwerfung sind außerdem Absche-
rungen und Schleppungen sowie hercynische Streichens-Aen-
derungen bewirkt worden. Bei Leschen, Witteschau und Raabe tritt
am Östgehänge des weiten Marchtales auf 36km Länge ein Zug von
grauem und graublauem kristallinem Kalkstein zutage, dessen Einfallen
im Großen unter X 60° gegen W erfolgt, mit Knickungen, Faltungen
und Zertrümmerungszonen in den Einzelheiten; das Streichen er-
scheint nach 22h 3dg orientiert. Es ist die verschobene Fortsetzung
der an der Buschiner Störung plötzlich endigenden Kalkzüge von
Eisenberg. Vermutlich wurde auch ein Teil der an den verschobenen
Kalkzug mit hercynischem Streichen und SW-Fallen angrenzenden
Chloritgneise mitgeschleppt.
Es erhellt aus den obigen Aneftihkungen, daß die Störungslinie
von Buschin eine Querverwerfung ist mit hercynischem Streichen
(NW-—SO) und Einfallen gegen SW, dadurch die Schichten und
Bänke an der Hangendseite des Verwerfers, der Fallrichtung
entgegen nach rückwärts bewegt worden sind, und zwar
mit Rücksicht auf die Schleppungen der Devonkalke bis in die
Gegend von Witteschau auf 10 km Entfernung. Wir können für diese
gewaltige Verwerfung ein postdevonisches Alter substitutieren, denn
von ihr sind bloß die Chloritgneisformation (Algonkium ?), die Glimmer-
schieferformation im Dache der Kepernikgneismassiv (Silur?) und
die unterdevonischen Ablagerungen, beziehungsweise der kontaktmeta-
morphen Schieferhülle von Hohenstadt betroffen worden, in deren
Gefolge hinter dem Sprunge also westlich der March die Chloritgneise
gänzlich fehlen, jedenfalls scheinen sie dort durch ihre Absenkung
in die Tiefe unterdrückt worden zu sein.
Nach Ablagerung der oberdevonischen und kulmischen Grau-
wacken im mittleren Marchtal erfolgt daselbst eine zweite Quer-
verwerfung, welche Verf. bereits früher beschrieben hat, deren
Schauplatz das Marchtal in dem Raume zwischen Klein-Heilendorf
in NW und Rzimnitz im SO gewesen war, ihre Streichrichtung ist
221/,h, also ungefähr der Resultante aus erzgebirgischem und hercy-
nischem Faltungsdruck entsprechend. Es ist bekanntlich keine Selten-
heit, daß sich Gebirgsbewegungen auf denselben Spalten wiederholen
und erweitern!). Auch der in Rede stehende Sprung hatte ein Ab-
sinken der Schichten und Bänke am Hangenden der Verwerfungsspalte
zur Folge, mit dem Effekt, daß die Schichten und Bänke der Fall-
richtung entgegen nach rückwärts bewegt wurden, also
entgegengesetztder Verschiebung durch den Buschiner
1) Franz Kretschmer, „Die nutzbaren Minerallagerstätten Westmährens“,
l. c. pag. 385.
[65] Der metamorphe Dioritgabbrogang im Schnee- und Bielengebirge. 65
Bruch. Dafür haben wir vollgültige Beweise in den nach 2h gerich-
teten Umstülpungen der Bänke der eruptiven Divritgabbromassen
bei Klein-Heilendorf, wo die Diorite und sogen. Perlgneise sowie damit
verknüpfte Amphibolite in erzgebirgisches Streichen umbiegen ; ander-
weitige Zeugen sehen wir in den Schleppungen der Amphibolite
und Gneisglimmerschiefer am Hambalekberge. Die Größe dieser post-
kulmischen Querverwerfung beträgt ungefähr 7 km, um welchen Betrag
die Kulmgrauwacken östlich der March des Dobrauwaldes (südwestlich
Mähr.-Neustadt) abgeschnitten und bis an die Straße Müglitz-Kalten-
lutsch verworfen wurden.
Aus den geschilderten tektonischen Gründen muß es wohl als
ein Nonsens erscheinen, wenn sowohl die alte, als auch die neue
geologische Spezialkarte Kulm auf den Brabletzbergen dicht nördlich
der March verzeichnet. Es lagern dort, wie ich mich bei wiederholten
Begehungen und Untersuchungen überzeugt habe, echte Devongesteine,
jedoch von etwas abweichendem sandsteinähnlichem Habitus; sie ge-
hören jedoch dessenungeachtet fraglos zum Unterdevon in seiner
quarzitischen Ausbildung, hier speziell mit kalkigem Bindemittel und
Uebergängen in dunkelblaugraue Kalksteine !).
Schließlich haben wir noch in unserem Gebiet eine dritte
große Störungslinie hervorzuheben, denn das auffallend breite
Teßtal entspricht ebenfalls einer tektonischen Linie, das heißt
jener breiten Bruchspalte, welche zwischen dem Granitgneis-
massiv der Kepernikgruppe im West und dem Zöptauer
Dioritgabbromassiv im Ost zweifellos besteht, aber dort durch
Löß verhüllt erscheint. Das Teßtal ist demzufolge ein echtes tekto-
nisches Tal, dessen Trasse durch die gedachte Bruchspalte vorge-
zeichnet war und dessen nordöstliche Fortsetzung bei der Kolonie
Engelsthal endigt.
Auf den oben geschilderten großen Störungslinien sind später
die jüngeren Biotitgranite unseres Ganggebietes empor-
sekommen, und zwar sind auf dem sudetischen Randsprunge die
Massen des Friedeberger Granits aufgebrochen, so wie in ähn-
licher Weise die Blaudaer und Hermesdorfer Granite gleichen
Alters, nächst dem Marchtalsprunge und der Teßtalspalte, beziehungs-
weise deren Zerrüttungszone zutage traten. Die Verlängerung der
Teßtalspalte gegen NO trifft auf die Granite von Thomasdorf und
Freiwaldau und kreuzt hier den sudetischen Randsprung. Die Ab-
hängigkeit dieser Granitaufbrüche von den gedachten Bruchlinien ist
sinnfällig.
Substituiert man für die gedachten Granitdurchbrüche ein ober-
karbonisches Alter, so müssen wir bezüglich der großen Bruch-
linien beziehungsweise die beiden Sprünge auf ein kulmisches
Alter zurückschließen, zu welcher Zeit jene Massenbewegungen im
Gefolge der hereynischen und erzgebirgischen Faltung
auftraten. Auf einen Teil der großen Teßtalspalte treten auch die
Schwefelthermen von Groß-Ullersdorf zutage. —
ı) F. Kretschmer, Die Eisenlagerstätten des mährischen Devons. Jahrb.
d. k.k. geol. R.-A. 1899, 49. Bd., pag. 33.
Jahrbuch d.k.k. geol. Reichsanstalt, 1917, 67. Band, 1. Heft. (F. Kretschmer.) 9
66 Franz Kretschmer. [66]
Verfolgen wir die kontaktmetamorphe Schieferumwal-
lung am Liegendsaalbande unseres dioritisch-gabbroiden Ganges aus
dem Marchtale zwischen Eisenberg und Hannsdorf weiter gegen
NNO, so ist zu konstatieren, daß die relativ schmale Zone auffällig
an Verbreitung zunimmt, insbesondere zwischen Mähr.-Altstadt
und Goldenstein, ferner in der Gebirgsrinne des Mittelbord- und
Schwarzbaches, des Ramsauer Sattels, bei Oberlindewiese bis gegen
Setzdorf, von dort nimmt ihre Breite wieder stetig ab, in der Rich-
tung auf Niesnerberg und Sorge, um endlich bei Siebenhuben durch
den sudetischen Randbruch abgeschnitten zu werden. Untergeordnete
Einfaltungen davon in die Dioritgabbromasse selbst finden sich noch
bei Jauernig. —
Die äußeren Teile dieses Mantels bestehen aus wenig ver-
ändertem Tonschiefer und tonschieferähnlichen, meist dunklen Phyl-
liten, insbesondere aber dunkelblaugrauen kristallinen Kalksteinen in
Gestalt sroßer Lagerzüge, nebst untergeordneten Quarzschiefern in
Form kurzer Lager, dem Phyllit eingeschaltet.
Die inneren Teile dagegen zeigen eine mit der Annähe-
rung an die Dioritgabbromassen zunehmende intensive
Kontaktmetamorphose, welche mit Ausschluß von Knotenschiefern
zur Ausbildung von Glimmerschiefern, Schiefergneisen und
mannigfaltigen dichten Hornfelsen führt; sie haben ihre größte
Verbreitung auf dem Hochlande von Ebersdorf, am Weigelsberge,
dem Hofberge, insbesondere aber auf dem Sattel und angren-
zenden Mulde mit den Graphitflözen nördlich Mähr.-
Altstadt und Goldenstein. —
Bezüglich dieses Teiles unseres Schiefermantels sei bemerkt,
daß die Schiefer an manchen Orten von zahlreichen Einschaltungen
schwacher Amphibolitlager völlig durchschwärmt erscheinen, welche
wiederum an anderen Punkten fast gänzlich fehlen; es wurde daher
von ihrer Ausscheidung in beiliegender Karte abgesehen.
Für die äußere, durch lange und mächtige Kalksteinzüge aus-
gezeichnete Gesteinszone hat der Verfasser bereits früher ein unter-
devonisches Alter abgeleitet und durch die nötigen Beweise
gestützt !); und in der Tat entsprechen diese Kalke in ihrer petro-
graphischen Ausbildung allem, was wir von den Kalken des urbild-
lichen Devons Mährens und des angrenzenden Schlesiens wissen; auch
Prof. Franz E. Suess hat sich für das devonische Alter dieser
Gesteinszone ausgesprochen?). Dieselbe wird im Marchtale von
Chloritgneis, durch seine planparallele Schichtung ausgezeichnet,
unterteuft; im Mittelbord- und Schwarzbachtale sowie am Ramsauer
Joch lagert sie auf Glimmerschiefer (zum Teil Staurolith- und Anda-
lusitschiefer) im Dache des Kepernikgneismassivs und wird ebenfalls
davon unterfahren. —
Dieser äußere halbkristallineDevonkomplex ist deut-
lich unterschieden von der westlich angrenzenden hoch-
kristallinen Gesteinszone des inneren Kontakthofes,
!) L. c. pag. 38 und 39.
®) „Moravische Fenster“, l. c. pag. 68.
[67] Der metamorphe Dioritgabbrogang im Schnee- und Bielengebirge. 67
weil hier eine Ueberschiebung durchgeht, deren Einzelheiten
der Verfasser mit der geologischen Karte Tafel I und dem Querprofil,
pag. 23, in seiner Abhandlung „Die Graphitablagerung bei M.-Altstadt-
Goldenstein“ bereits früher veröffentlicht hat. Verfasser hat diese
Störung in der geologischen Karte als „Goldensteiner Ueber-
schiebung“ bezeichnet; dieselbe verliert sich jedoch gegen SW
und ist speziell an den Gehängen des Marchtales trotz der diesfälligen
Bemühungen nicht auffindbar; vielmehr sich in dem dortigen Raume
überall ein ganz allmähliger Uebergang der Kontaktgesteine
bemerkbar macht, demnach die Grenze zwischen unterdevonischem
Phyllit und Glimmerschiefer dort unsicher erscheint und auf der Karte
nur ungefähr eingezeichnet werden konnte.
Diese Ueberschiebung ist von postoberdevonischemAlter,
sie ist älter als die oben geschilderten großen Querverwerfungen
im Marchtal und bei Buschin, gleichwie am Sudetenrand zwischen
Friedeberg und Jauernig, von welch letzterem erstere abgeschnitten
wird. Auch Prof. Franz Suess hat sich mit der gedachten Ueber-
schiebung an der Ramsaulinie jüngst befaßt, dieselbe eingehend be-
schrieben und gezeichnet!); er hält sie zugleich für die Grenze
zwischen „moldanubischer Scholle“ im West und „moravischer Scholle“
im Ost und überträgt die hypothetischen alpinen Decken der
modernen Geologie auch auf das hercynische Gebirgssystem, dergestalt,
daß wir die „moravischen Aufwölbungen als unvollkommen umrahmte
Fenster unter der überschobenen moldanubischen Scholle“ aufzufassen
hätten. Für solche weitgehende, mehr oder weniger hypothetische
tektonische Bewegungen und die darangeknüpften Folgerungen liegen
jedoch in dem sudetischen Gebirgssystem in Wirklichkeit viel zu wenig
Anhaltspunkte vor; vorstehende Dinge lassen sich, wie ich oben gezeigt
habe, richtig in anderer Weise erklären.
Der hier besprochene Teil der Sudeten ist gewiß nicht aus den
von Prof. Suess konstruierten „Decken“ und „Fenstern“ zusammen-
gesetzt, sondern, wie oben der Nachweis erbracht wurde, zweifellos
ein echtes Schollengebirge.
‘ Die vermeintliche „moldanubische Scholle“ in den Sudeten hat
Verfasser, der tatsächlichen Tektonik entsprechend, als eine denk-
würdige geologische Einheit den lakkolithischen Dioritgabbrogang nebst
seinen satellitischen Begleitern zusammengefaßt, und gezeigt, daß der
letztere auf seinem ganzen Zuge von einer Schieferhülle umrahmt
wird, welche einer hochgradigen Kontaktmetamorphose unterworfen
war, die in den Hornfelsmassen der inneren, an den Gang unmittelbar
anlagernden Kontaktzone ihre größte Intensität erreicht hat. — Die
große moldanubische Ueberschiebung schrumpft in Wirklichkeit auf eine
lokale Ueberschiebung als Folge hercynischer
Ueberfaltung aus NW einsetzender Druckkräfte,
wodurch das ältere Unterdevon auf eine jüngere
Abteilung derselben aufgeschoben wurde. Ein Dop-
peltliegen über größere Räume, dessen Nachweis für eine große
Ueberschiebung allein maßgebend wäre, findet nicht statt und kann
!) „Moravische Fenster“, l. c. pag. 67—68.
9*
68 Franz Kretschmer. 168]
daher von Prof. Suess nicht beigebracht werden. Auf meine Be-
obachtungen und Beweisführungen kann man überall sozusagen die
Hand darauf legen, wie ich als Markscheider gewohnt war, der
nichts zeichnen und schreiben darf, was er nicht tatsächlich beleuch-
tet und gesehen hat. — Aehnliche Ueberschiebungen hat Verfasser
auch an anderen Formations- und Abteilungsgrenzen in diesem Teile der
Sudeten feststellen können. Wie aus der geologischen Karte ersichtlich,
schneidet die Goldensteiner Ueberschiebung am sudetischen Rand-
bruch, speziell an der Straß» Friedeberg-Lindenwiese ab und findet
also NNW keine Fortsetzung, wie Prof. Suess gegenteilig meint
(Moravische Fenster, pag. 608). Dortselbst hat keinesfalls eine Auf-
schiebung, sondern eine gewaltige Absenkung von Gebirgs-
massen, und zwar am Hangenden des Verwerfers stattgefunden, es
liegt ein staffelförmiger Zerrsprung vor, als solcher sich der
sudetische Randbruch darstellt. Es ist deshalb völlig ausgeschlossen,
daß der letztere eine Fortsetzung der Goldensteiner Ueberschiebung
bilden könnte! —
Die innere, stark metamorphe Gesteinszone der Schiefer-
umwallung, die an unserem Ganglakkolith gebunden auftritt, ist
zweifellos vorwaltend aus sandig-grauwackigen, zum Teil aus
Tonschiefern durch dioritisch-gabroide Kontaktmetamorphose her-
vorgegangen, sie steht infolge der Gleichartigkeit des Ursprungs-
materials und auch räumlich in sehr nahen Beziehungen mit dem
äußeren Mantel im Hangenden. Die Annahme also, daß auch
gedachte, höher kristalline Gesteine unseres Kontakthofes: die Horn-
felse, Schiefergneise und Glimmerschiefer im Hangenden, dem Devon,
und zwar einer unteren Abteilung des Unterdevons ange-
hören, erscheint jedenfalls plausibler als die Annahme einer zweiten
sedimentären Schieferreihe ähnlicher Zusammensetzung, jedoch an-
deren geologischen Alters. Die Urspruugsgesteine unseres inneren
Kontakthofes repräsentieren demnach eine dem deutschen Unterdevon
ähnliche Fazies in seiner sandig-grauwackigen und quarzitischen
Ausbildung.
Ihre vollständige Entwicklung finden unsere kontakt:
metamorphen Unterdevongebilde in der Altstadt-
Goldensteiner stehenden Gebirgsfalte, woselbst zu den
Hornfelsen, Schiefergneisen, Gneisglimmerschiefern noch die oben
untersuchten Diopsidkalksteine, beziehungsweise Ophikalzite nebst
Graphitflözen hinzukommen, durchsetzt von wiederholten Auf-
brüchen des dioritisch-gabbroiden Magmas in Gestalt
von Dioritgneisen und Gabbroamphiboliten, beziehungsweise Granat-
amphiboliten.
Was für das Unterdevon in der Ramsaulinie und dem westlich
angrenzenden Kontaktgebilde vor der Buschiner Querver-
werfung gilt, muß folgerichtig auch für dieselben Gesteinshorizonte
hinter derselben Geltung haben; auch sie gehören, wie der Ver-
fasser schon früher nachgewiesen hat, zum Unterdevon !), Es wäre
widersinnig, für den in Rede stehenden kontaktmetamorphen Gesteins-
') L. e. „Die nutzbaren Minerallagerstätten Westmährens“, pag. 385.
[69] Der metamorphe Dioritgabbrogang im Schnee- und Bielengebirge. 69
komplex jenseits der Buschiner Querverwerfung eine andere Formation
substituieren zu wollen. Daß sie dort nach erfolgter Verwerfung und
Absenkung in große Rindentiefen — welche oben Gegenstand ein-
gehender Schilderung waren — andere Schicksale erlitten haben,
insbesondere einer anderen Art der Gesteinsmetamorphose unter-
worfen waren, ist wohl leicht begreiflich. Während nordöstlich
des Buschiner Sprunges der Muskovit in den Schiefergneisen und
Glimmerschiefern fast alles überwuchert, wird derselbe südwestlich
davon, allüberall durch massenhaften Biotit ersetzt, dagegen ist
den beiden Gebirgsschollen die mächtige Hornfels-
bildung gemeinsam. —
Der Verfasser hat schon früher die Vermutung ausgesprochen,
daß das Unterdevon des nördlichen Mährens und angrenzenden
Schlesiens über einen großen Teil des Altvatergebirges, der Kepernik-
gruppe sowie in der Gebirgsrinne des Ramsauer Joches ausgebreitet
war). Dasselbe erstreckte sich im Osten längs der Linie von Mähr.-
Neustadt und Römerstadt über Engelsberg einerseits, bis an die
tiefsten Quarzite in der Gegend der Besdiegker Horka über
den Bradlwald anderseits, die ihre Fortsetzung am Seifenbach,
nördlich D.-Liebau, am Hutberg bei Bladensdorf, Habichtberg, Haid-
stein, den Weißen- und Schwarzenstein und Fichtling, weiter am
Kamm des Haidenzuges bis zum Hohenfall an der Oppa, ferner am
Hohenberg bei Würbental, Rauhbeerstein und am Einsiedler Dürren-
berg usw. finden und als urbildliches Unterdevon entwickelt sind. —
Weiter westlich finden wir zunächst bloß abgetragene, eingeklemmte
Muldenreste, bestehend aus den Phylliten mit Quarzit und
Amphibolit des Großen und Kleinen Seeberges bis in den Dreigraben
bei Wiesenberg; — noch weiter westlich stoßen wir auf die Phyllit-
mulde am Uhustein und den Stechplänen; — abermals weiter westlich
kommen wir an die mächtig entwickelten Phyllite mit eingelagerten
langen Kalksteinzügen in der Gebirgsrinne des Ramsauer Joches und
den dazu führenden Quertälern.
Nach Maßgabe obiger Untersuchungen kann kein Zweifel darüber
obwalten, daß die tiefste Abteilung des Unterdevons auch
auf dem Hochland zwischen Goldenstein und Mähr.-Altstadt verbreitet
ist und daselbst den hochkristallinen Charakter eines inneren
Kontakthofes besitzt. Derselbe reicht im Streichen bis an die Ver-
werfung von Buschin im Südwest-und an den sudetischen Randbruch
im Nordost und erscheint teilweise auf die höhere Abteilung des
Unterdevons aufgeschoben. Was für die Liegendphyllite gilt, muB
folgerichtig auch für die allerdings weit geringer mächtigen, ein-
geklemmten Hangendphyllite Geltung haben, denn vor der
Abtragung bildeten beide ein zusammenhängendes Ganzes. Der kom-
plementäre Sattelflügel dieses kontaktmetamorphen Schiefer-
mantels verbreitet sich längs des Ostfußes des Spieglitzer Schnee-
gebirges und streicht bis in den Baudenwald; derselbe zeigt wohl
nur eine beschränkte Entwicklung; zu oberst finden wir auch hier
dunkle tonschieferäbnliche Phyllite. Endlich erscheint im äußersten
!) Graphitablagerung bei Mähr.-Altstadt und Goldenstein, 1. c. pag. 39.
70 Franz Kretschmer. | [70]
Westen in der Gablung des großen Schneeberges, zwischen dem
Spieglitzer und Glatzer Schneegebirge das Unterdevon in einer
schiefen überkippten Mulde zwischen zwei Gneismassiven
eingeklemmt. --
Auch in dem Raume an der Zohsee und dem Friesatal bei
Hohenstadt besitzt das Unterdevon, wie oben bewiesen wurde,
eine weite Verbreitung, wo dasselbe in Berührung mit den Diorit-
gabbromassen, den hochkristallinen Charakter eines inneren Kontakt-
hofes erworben hat, was ein Hindernis für seine richtige Erkennung
bildete. Auch war dieses Unterdevongebiet mit dem ersteren, oben
geschilderten einstmals zusammenhängend, bis es später durch den
Buschiner und Marchtalbruch abgetrennt wurde. Wir sehen nach
allem daraus, welche ansehnliche Verbreitung das Unterdevon in
unserem Teile der Sudeten hat.
Polemischer und ergänzender Anhang.
Der vom Verfasser bereits früher geführte Nachweis unter-
devonischer Gesteine an der Zohsee, also westlich der
großen Marchspalte, südwärts der breiten Masse von Quarz-
hornblendediorit zwischen Heilendorf und Schildberg hat seither mehr-
fache Anfechtungen erfahren, so z. B. von G. von Bukowski), be-
sonders scharf ablehnend seitens W. Petrascheck?) und zuletzt von
F. E.Suess?®). W. Petrascheck sagt diesbezüglich (l. c. pag. 519):
„Wenn Kretschmer Diabas und Diabastuffe im Gebiete des
Wackengneises nachweisen konnte, so folgt daraus noch nicht das
Alter der betreffenden Schiefer, denn als Leitfossil für Unterdevon
können die Diabase doch nicht betrachtet werden.“ Eine solche
Kritik ist wohl kaum zu Recht bestehend, denn die Durchdringung
mit Eruptivgesteinen kann für eine Formation sehr charakteristisch
werden, dafür man an der Hand jedes besseren Lehrbuches der
Geologie viele Beweise beibringen kann. Es haben sich auch zahl-
reiche hervorragende Forscher dieses Beweismittels bedient, so z. B.
van Hise, F. E. Suess usw.
Mit Petrascheck in Uebereinstimmung bemerkt Suess
(l. e. pag. 595): „Seine Schlußfolgerung, daß demzufolge die ganze
Schichtenserie bei Müglitz dem Devon zuzuzählen sei, kann ich nicht
folgen. Diabase sind in älteren paläozoischen Gesteinen überhaupt
sehr verbreitet, so auch im mittelböhmischen Silur und durchaus
kein besonderes Kennzeichen für Devon.“ Dessenungeachtet ist es
dennoch eine bekannte Tatsache, daß im mähr.-schles. Hochgesenke
die. Diabase im Unterdevon ihre Hauptentwicklung
gefunden haben, und sowohl im älteren Paläozoikum, als auch
im Mitteldevon eine sehr wesentliche Abschwächung dieser eruptiven
Tätigkeit zu erkennen ist. Dies ist auch in dem Unterdevon rechts
!) Erläuterungen zum Kartenblatt M.-Neustadt, pag. 16 und 17.
2) Die kristallinen Schiefer des nördlichen Adlergebirges, Jahrb. d. k. k.
geol. R.-A. 1909, pag. 519—521.
») „Die moravischen Fenster“, pag. [505].
[71] Der metamorphe Dioritgabbrogang im Schnee- und Bielengebirge. 71
der March der Fall, wo in der Gegend von Pobutsch, Chirles und
Rippau ein Herd intensiver eruptiver Tätigkeit mit mächtiger Diabas-
förderung ausgebreitet ist.
Außerdem hat Verf. für das unterdevonische Alter der meta-
morphen Schiefer des Nemilka- und Friesatales sowie an der Zohsee
sehr gewichtige petrographische, stratigraphische, insbesondere aber
tektonische Beweismittel ins Treffen geführt, die gänzlich unbeachtet
blieben und auf welche genannte Forscher gar nicht eingegangen sind!
Nur Petrascheck läßt in Uebereinstimmung mit der Petrographie
des Verf. den „Wackengneis“ E. Tietzes fallen und substituiert
dafür seinen Biotitphyllit, was ebenfalls nicht stichhältig, denn
der Wackengneis ist so wenig ein Gneis, als der Biotitphyllit ein
echter Phyllit, sondern vielmehr biotitreicher Hornfels im Kon-
taktbereiche des Quarzhornblendediorits. Der Wackengneis Tietzes
umfaßt außer dem Biotitschiefer echte Phyllite, ja sogar die
schönen Biotitquarzite des Zohseetales sind darin inbegriffen und
leider auf den neuen Kartenblättern (1:75.000) Mähr.-Neustadt-
Schönberg sowie Landskorn-Trübau nicht ausgeschieden.
Dieser Umstand erklärt auch, warum Petrascheck die Quar-
zite rechts der March unbekannt geblieben sind, der seinen
schroff ablehnenden Standpunkt auf eine einmalige Begehung des
fraglichen Terrains stützt! Verf. arbeitet seit 35 Jahren als Montan-
geolog in dieser Gegend. Gleichwie Petrascheck Tietzes Wacken-
gneis über Bord geworfen, sich meiner Petrographie genähert hat,
so wird es auch bezüglich der Altersgliederung geschehen. Unseren
durch Analysen sichergestellten Diorit, welchen E. Tietze teils
als Hornblendesgneis, teils als „Gneis im allgemeinen“ kartierte, hält
Petrascheck in Anlehnung an G. v. Bukowski für Amphibol-
sranitit und spricht sogar einfach von Granit! Daß ihm die Hornfelse
unbekannt geblieben sind, ist leicht begreiflich, —
Auch die Diskordanz der Biotitschiefer (Glimmerschiefer)
nördlich Hohenstadt, gegen den Quarzhornblendediorit stellt Petra-
schack als eine Unrichtigkeit hin. Diese Erscheinung ist jedoch
speziell im Nemilkatale so deutlich und über jeden Zweifel erhaben,
daß man infolge der dortigen günstigen Aufschlüsse sozusagen die Hand
darauf legen kann). Allerdings ist diese diskordante Auflagerungs-
fläche nicht im landläufigen Sinne aufzufassen, denn sie erklärt sich
an der Hand der Tatsache, daß die Spalte, auf welcher die Diorit-
massen emporgepreßt wurden, in diesem Gebirgsteile nicht paralell,
sondern spitzwinkelig (unter X 30°) die sedimentogene Schichtenserie
(Schieferumwallung) hindurchsetzt, was bereits oben in dem Abschnitt
über die tektonischen Verhältnisse auseinandergesetzt wurde.
Wenn daher Petrascheck zum Schlusse seiner Arbeit sagt:
„die Phyllite des Adlergebirges sind älter als Devon, wahrscheinlich
auch älter als Silur, vielleicht vorkambrisch“, so sind gegen solche
Ansichten Zweifel um so mehr berechtigt, als wir wissen, daß beispiels-
weise in der Umgebung des Kepernik-Granitgneismassivs sowie des
!) Jahrb. d. k. k. geol. R.-A. 1902, Bd. 52, pag. 372 und 373
2 Franz Kretschmer. [72]
Zöptauer Dioritmassivs!) das Silur als auch das Präkambrium ein
viel höher kristallines Gepräge besitzen (als die Schiefer
des Adlergebirges), so daß erstere als Glimmerschieferformation,
dagegen das letztere als Chloritgneisgruppe entwickelt ist. — Auch
das Paläozoikum Sachsens in der Umgebung des Granulitgebirges,
gleichwie dasjenige der erzgebirgischen Gneiskuppeln (Sachsen—
Böhmens) besitzt einen hochmetamorphen Charakter bestehend aus
Muskovitschiefern und Gneisglimmerschiefern mit Einschaltungen von
Amphiboliten etc., während die Phyllite bereits höheren Altersstufen
des Paläozoikums entsprechen.
Uebrigens hat bereits früher das Komitee für die Landesdurch-
forschung Böhmens auf der von ihm publizierten geologischen Karte von
Böhmen (Sektion VI, Prag 1891), entworfen von Krejci, die Ansicht
zum Ausdruck gebracht, wonach die älteren Schiefer östlich von Tattenitz
an der Zohsee (Sazawa), sämtlich zur StufeHdes böhmischen
Unter-, beziehungsweise Mitteldevons gehören. Verf. glaubt,
daß er für seine Anschauusgen keinen besseren Gewährsmann nötig
habe und sich in guter Gesellschaft befindet. Es ist nicht notwendig,
daß wir die alten Fundamente wegreißen und immer wieder neue
errichten, wir können auch einmal darauf weiterbauen, was uns dem
gemeinsamen Hochziele früher und sicherer näher bringen wird.
In der obzitierten Abhandlung hat Prof. E. F. Suess unseren
Kepernikgneis mit seinem Bitescher Gneis identifiziert, wogegen wohl
Einspruch erhoben werden möchte, zumal schon nach den Dünnschlift-
bildern der Kepernikgneis sehr verschieden ist, soweit man nach den
Beschreibungen des Bitescher Gneises von Suess urteilen darf;
auch bleibt für den ersteren speziell der als Uebergemengteil vor-
handene Orthit sehr charakteristisch, so daß wir den Kepernikgneis
als einen echten Orthitgneis bezeichnen dürfen, welches Mineral
dagegen dem Bitescher Gneis ganz zu fehlen scheint. Ziehen wir
ferner die Spaltungsgesteine unseres Kepernikgneismassivs in Betracht,
so müssen zunächst die gewaltigen Stöcke mannigfaltiger Aplite
und Pegmatite hervorgehoben werden, die ihrerseits von Gangapliten
und Gangpegmatiten durchtrümmert werden, also Tiefengesteinsformen,
nach welchen wir im Bitescher Gneis vergeblich suchen, davon dort
wenig oder gar nichts zu sehen ist und woraus zweifellos folgt, daß
der Kepernikgneis doch etwas ganz anderes ist, von den neuerdings
gefundenen Alkaligesteinen abgesehen. Erinnern wir uns ferner der
weitverbreiteten Kontakthöfe im Kepernikgneismassiv beste-
hend aus Granat-Staurolith- und Andalusit- sowie Cyanit-
schiefern als auch der kolossalen und mannigfaltigen Kalk-
silikatmassen in der Umgebung von Mähr.-Schönberg und Wiesen-
berg, welche der Verf. gefunden und zum ersten Male beschrieben
hat?); dagegen vermissen wir in den Gneismassen von Gr.- Bitesch
derlei Kontaktgebilde zumeist gänzlich und nur in der südlichen Ab-
ı) Jahrb. d. k. k. geol. R.-A. 1911, 61. Bd., pag. 168—173.
?) Die Kalksilikatfelse in der Umgebung von Mähr.-Schönberg. Jahrb. d,
k. k. geol. R.-A. 1908, 58. Bd., pag. 527— 572. Die Kalksilikatfelse im Kepernik-
gneismassiv nächst Wiesenberg: ibidem, 1912, 62. Bd., pag. 359—460.
[73] Der metamorphe Dioritgabbrogang im Schnee- und Bielengebirge, 713
teilung stoßen wir auf das schwache Band der Fugnitzer Kalk-
silikatschiefer. Demzufolge erscheint es gänzlich fraglos, daß das
Intrusivmagma des Kepernikgneismasivs weit reicher an Minera-
lisatoren war, als das des Bitescher Gneises, das wesentlich ärmer
daran gewesen war, und dieser Mangel ist auch der ausschließliche
Grund, warum die sogenannten „Moravischen Kuppeln“ ein solch min-
derwertiges kristallines Gefüge aufweisen.
Uebrigens ist der Kepernikgneis in keinem Falle eine Felsart,
die eine Spezialität des sogenannten „moravischen“, beziehungsweise
„silesischen“ Grundgebirges vorstellt. Ein dem Kepernikgneismassiv
geologisch und petrographisch fast vollständig gleichwertiges Granit-
gneismassiv hat der Verf. auf den Scheiteln desGlatzer Schnee-
sebirges und dessen Abhängen gegen das breite Neisstal festgestellt,
also inmitten des sogenannten „Moldanubikum“, und zwar verbreitet
sich dasselbe von Neuwaltersdorf (bei Habelschwerdt) im Nord bis
Hermsdorf (bei Mittelwalde) im Süd; es ist ein Gewölbe mit N—S
gestreckter Achse, dessen westliche Flanke jedoch durch die gewaltige
Erosion des Neissetales zum großen Teil abgetragen und daselbst
durch plänerartige Gesteine und Kieslingswalder Ton überlagert ist.
Betreffs der Petrographie dieses Granitgneismassivs ist zu bemer-
ken, daß es fast ausschließlich aus Biotitaugengneis zusammen-
gesetzt, und bald grobkörnig, bald mittel- bis feinkörnig entwickelt
ist, darin die Orthoklasaugen weiß, fleisch- oder ziegelrot gefärbt sind
und in den grobkörnigen Felsmassen Nuß-bis Faustgröße erreichen ;
die Struktur ist alsdann eine richtungslos granitische und
massige, die gneisartige Parallelstruktur wird selten, doch fehlt sie
niemals ganz. Sehr oft wechselt derartig grobkörniger und massiger
Granitgneis mit parallelstruierten feinkörnigen Gneislagen, welche viel-
fach gewundene flaserige und gefaltete Struktur aufweisen, desgleichen
hellweiße mit fleischfarbigen Gesteinsabänderungen wechsellagern. —
Ein schönes Querprofil von diesem Granitgneismassiv liefert der
Wölfelsgrund aın Westabhange des Glatzer Schneegebirges, wo die
geschilderten grobkörnigen Granitgneismassen besonders instruktiv
aufgeschlossen sind und die mächtigen Gneisbänke N—S streichen
und gegen W einfallen. Es ist kein Zweifel darüber zulässig, daß
auch hier eine &neisartig erstarrte Kuppel grobkörviger Granite und
Granitporphyre vorliegt. Der Unterschied zwischen dem Kepernikgneis
und dem ihm gleichwertigen Gneismassiv des Glatzer Schneegebirges
ist bloß darin begründet, daß der erstere weit reicher an Minerali-
satoren war als der letztere, daher jene großartigen Kontakthöfe der
Kepernikgneiskuppel in der Granitgneiskuppel des Glatzer Schnee-
gebirges nur durch Marmor und Granatglimmerschiefer
vertreten sind.
Ein zweites nicht minder wichtiges Gneismassiv, das wohl schon
nach seinem einheitlichen und eintönigen petrographischen Charakter
zu den Eruptivgneisen zu rechnen ist, lagert auf den Scheiteln
des Spieglitzer Schneegebirges!) und dessen Abhängen
!) Haidenzug vom großen Schneeberg, über die Schwarzekoppe und
Dürrekoppe.
Jahrbuch d. k. k. geol. Reichsanstalt, 1917, 67. Band, 1. Heft. (F. Kretschmer.) 10
74 Franz Kretschmei. [74]
gegen das oberste Marchtal sowie das Graupatal; seine Fortsetzung
gegen Nord finden wir bei Wilhelmstal, gegen Süd bei Grumberg bis
hinaus in den Baudenwald (siehe beiliegende geol. Karte Taf. I). Diese
gewaltige Gneismasse ist jedoch petrographisch, strukturell und tektonisch
wesentlich anders geartet als jene des Kepernikgneises. Nach meinen
Beobachtungen im Spieglitzer Schneegebirge stellt die in Rede stehende
Gneismasse eine fächerförmig aufgestellte Nord— Süd
gereckte scheinbare Synkline vor, wesentlich zusammen-
gesetzt aus körnigen Zweiglimmergneisen oder besser gesagt
Biotit-Muskovitgneisen, welchen grobkörnige Biotitaugengneise
in parallel ausgewalzten Stöcken eingeschaltet sind; es erscheint uns
dies als eine Durchaderung, beziehungsweise Durchtrümmerung
des älteren herrschenden Zweiglimmergneises mit jüngeren und
an Masse beschränkten Biotitgneisen, worin der Biotit nestförmig
ausgeschieden und die ursprüngliche granitische Struktur noch so gut
erhalten ist, daß sie zweifelsohne teils körnige, teils porphyrische
Granite vorstellen, welche Parallelstruktur angenommen haben. Tek-
tonisch erkennen wir, daß die gedachte gewaltige Gneismasse wesent-
lich als einen typischen Fächer.
Zwischen den geschilderten beiden Gneismassen vom Spieglitzer
und Glatzer Schneegebirge lagert ein Schiefermantel, worin sich
das oberste Marchtal parallel ausgegraben hat; der Mantel selbst
reicht von Seitendorf im Nord, bis Niederlipka (bei Grulich) im Süd,
derselbe stellt eine nach Ost einfallende zwischen den beiden oben
geschilderten Gneismassiven eingeklemmte Mulde vor, welche gegen
West überkippt erscheint. Im Marchtal gut aufgeschlossen, zeigt der
Mantel dortselbst folgende abwechslungsreiche größtenteils kontakt-
metamorphisch veränderte Schichtenserie, und zwar vom Liegenden
zum Hangenden fortschreitend:
1. Para-Muskovitgneise mit eingeschaltetem Phyllit.
2. Gneisglimmerschiefer in Phyllitgneis verlaufend.
3. Biotit-Glimmerschiefer, Granat und Quarzlinsen führend.
4. Quarzite geschichtet und in Quarzschiefer übergehend, am
Predigtstuhl und am Rechtsgehänge von Groß-Morau.
5. Zuckerkörniger Marmor in den sogenannten Quarklöchern
und am Zechenberge.
6. Untergeordnete Amphibolite.
Das Streichen dieser Schiefergneise und Glimmerschiefer ist
NNO, das Verflächen OSO unter X 45—50°, dieselben sind von alt-
paläozoischem Alter, wahrscheinlich dem Unterdevon (?) zu-
gehörig.
In welchem Verhältnis die gedachten Orthogneise vom Glatzer-
Schneegebirge und der Kepernikgruppe sowie vom Spieglitzer Schnee-
gebirge untereinander und zum Bittescher Gneis stehen, läßt sich
leider nichts sagen, was auf Zuverlässigkeit Anspruch machen könnte,
weil uns die nötigen chemischen Analysen und demzufolge auch die
Gesteinsformeln nach Osann mangeln. Es spricht alle Wahrscheinlich-
[75] Der metamorphe Dioritgabbrogang im Schnee- und Bielengebirge. 75
keit dafür, daß die geschilderten Gneismassive verschiedenen Aus-
bruchsperioden angehören. Das eine steht aber fest, daß wir inmitten
des „Moldanubikum“ des Prof. F.E.Suess „aweiweitere Fenster“
mit ganzer, demzufolge symmetrischer und mit halber oder unsymmetri-
scher Umrahmung gefunden haben. Wenn wir rückbliekend in Erwägung
ziehen, daß die drei Gneismassive vom Kepernik, dem Spieglitzer
und Glatzer Schneegebirge sowie auch unser großer Dioritgabbrogang
abyssische, keineswegs wurzellose Gesteinsmassen sind und dort ihren
Standort haben, wo sie seinerzeit bei der Intrusion emporgeprebt
wurden, so bleibt allerdings von dem in paläozoischer Zeit über-
schobenen „Moldanubikum“* nicht viel übrig! Aus diesen Gründen
hat die hypothetische Deckenlehre in unserem sudetischen Kristallini-
kum keine Berechtigung, denn wo keine „Decken“ existieren, können
sie auch nicht „zwiebelschalenförmig übereinandergelegt werden“,
vielmehr diese Theorie mit der tatsächlichen Tektonik im Widerspruch
steht, sie erscheint uns als eine zwangsweise Interpretation geologischer
Verhältnisse, welche frei von Vorurteilen wohl kaum eine andere
Deutung zulassen, als dies in der vorliegenden Arbeit geschehen ist.
Wenn die alpinen Ueberschiebungsdecken keine bessere Begründung
bisher gefunden haben, dann müßten wir uns auch dagegen kehren,
wie dies unser Altmeister A. Rothpletz schon so oft und jüngst
wieder in schlagender Weise getan hat).
Wenn nach der Becke-Grubenmann'’schen Tiefenstufen-
theorie durch die Versenkung der Sedimente in stetig zunehmende
größere Rindentiefe unserer Lithosphäre ein stetig zunehmender Grad
der kristallinen Ausbildung erreicht wird, so liegt meines Erachtens
jedenfalls ein unlösbarer Widerspruch darin, warum in dem Profile
durch die Nesselkoppe und den Bogenberg (bei Lindewiese)?) der
unterlagernde devonische Tonschiefer, der also in einer
sroßen Rindentiefe unter dem moldanubischen Glimmerschiefer seit
dem Paläozoikum gelegen hat, dessenungeachtet nicht die Beschaffen-
heit eines kristallinen Schiefers erworben hat, dagegen dies bei dem
höher liegenden und überschobenen moldanubischen Glimmerschiefer
im hohen Maße der Fall ist. Wir haben oben den sicheren Nachweis
erbracht, daß der letztere durch weit kräftigere Agentien zu Glimmer-
schiefer geworden, als dies die Versenkung in größere Rindentiefe
bewirkt hätte. Die moderne Deckenlehre und Tiefenstufentheorie
stehen hier mit den geologischen Tatsachen im diametralen Gegensatz
und wir sehen keinen Grund dafür, diese als Basis für unsere
geologischen Untersuchungen anzunehmen. —
!) Beiträge zur Stratigraphie und Tektonik des Simplongebietes. Zeitschr.
d. Deutschen geol. Ges. 66. Bd., 1914, pag. 76-178.
?) F. E. Suess, „Moravische Fenster“ pag. 608.
10*
76 Franz Kretschmer. [7 6]
11. Teil.
Ultrabasische Stockgesteine des dioritisch-gabbroiden
Ganglakkolithen.
Nachdem wir die Schilderung der allgemeinen petrographischen,
geologischen und tektonischen Verhältnisse des Dioritgabbroganges
vorausschickten, schreiten wir nun zu dem Hauptgegenstande vorlie-
gender Arbeit zur genauen Untersuchung der Peridotite und Pyroxenite,
beziehungsweise ihrer Serpentinfelse, welche gleich Satelliten den
gedachten Ganglakkolith in seinem Liegenden und Hangenden um-
schwärmen und dadurch die Abhängigkeit von letzteren sinnfällig er-
kennen lassen sowie ihre Zugehörigkeit zu derselben geologischen
Einheit in einer jeden Zweifel ausschließenden Weise bekunden.
Um das Verständnis der folgenden Darstellung zu fördern,
wollen wir sogleich eine Uebersicht von der Mannigfaltigkeit der
auf den beiden Zügen einbrechenden ultrabasischen Gesteinstypen
geben. Im Speziellen stellen sich diese interessanten Gesteine haupt-
sächlich als ternäre und binäre untergeordnet auch als unitäre Mineral-
kombinationen dar, für welche wir selbstredend die bisher gebräuch-
liche Nomenklatur benützen, nur wo diese versagte, mußte Verf. solche
neue Namen prägen, um nicht jedesmal die Mineralkombination und
die sonstigen Merkmale der hier in Frage kommenden Gesteine auf-
rechnen zu müssen und die Kürze der Darstellung zu sichern.
Es ergeben sich nach den diesfälligen umfangreichen mikrosko-
pisch-optischen Untersuchungen die folgenden Kombinationen ultra-
basischer Gesteine nach ihrer abnehmenden Bedeutung geordnet:
Ternäre Peridotite der Kalkalkalireihe:
I. Olivin—Enstatit—Diopsid — wie bisher Lherzolith genannt.
II. Olivin— Enstatit—Diallag — Neubennenung Bielenit.
III. Olivin—Enstatit—Hornblende und Aktinolith = neuer Name
Weigelith.
Binäre,Beridotite:
IV. Olivin—Enstatit —= wie bisher Harzburgit genannt.
Unitäre Peridotite:
V. Olivin (übrigens nur Akzessorien) — wie bisher Dunit benannt.
jinäre Pyroxenite:
I. Enstatit—Diopsid —= neu benannt Marchit.
Ternäre Pyroxenite:
II. Diopsid—Enstatit—Diallag = Neubennenung Niklesit,
[77] Der metamorphe Dioritgabbrogang im Schnee- und Bielengebirge. 77
Magnetit- und titanitreiche Alkalipyroxenite:
I. Diallag—Enstatit—Ilmenitfels — neugeprägter Name Titanolith.
II. Aigirinaugit— Titanit—Magnetitfels —= neugeprägter Name Aigir-
inolith.
Indem wir diese Systematik vorausschicken, wollen wir nun an
die Untersuchung und Beschreibung der einzelnen Vorkommnisse
schreiten, müssen jedoch sogleich gestehen: Obwohl die Reihe der
letzteren als eine stattliche erscheint, darf sie dessenungeachtet in
keinem Falle auf Vollständigkeit Anspruch erheben, und zwar nicht
nur deßhalb, weil einzelne dieser Sporaden im Gelände leicht über-
sehen werden können und auch aus dem Grunde, weil sie unter der
Ackererde nebst der Verwitterungsrinde versteckt sind und oft erst
durch Zufall entdeckt werden, demzufolge die Zahl dieser Gesteins-
stöcke jedenfalls in Wirklichkeit viel größer sein dürfte.
A. Liegendzug der Peridotite und Pyroxenite sowie ihre
Serpentinfelse.
Serpentinstockwerk bei Buschin am Taubenberg, der Goldkoppe und
am Zdiarberg bei Ober- und Nieder-Eisenberg.
Beginnen wir an dem südwestlichen Ende derselben an der
bekannten Störungslinie Marchtal—Buschin, so stoßen wir zunächst
auf das große Serpentinstockwerk, welches sich zwischen den Tälern
von Buschin und Hosterlitz westlich Nieder- und Ober-Eisenberg
ausbreitet und angenähert parallel zum generellen Streichen gestreckt
erscheint. Der Serpentinfels setzt dicht am Jockelsbache dei Buschin
und an den Gehängen der bewaldeten Anhöhe Stvertnik ein, findet
seine Fortsetzung in der Waldstrecke „bei den Fuchslöchern“ und
erreicht auf dem Taubenberg (Holubarna) sowie auf der Goldkoppe
in der Waldstrecke „bei den goldenen Löchern“ seine größte Mäch-
tigkeit von schätzungsweise 450 m; von hier geht der Serpentinfels
weiter gegen NNO auf den Zdiarberg, dessen Felskegel (Koppen) aus
mannigfaltigen Serpentingesteinen bestehen. Gedachte Koppen, auffällig
durch ihre scharfe Kegelform, fallen gegen Hosterlitz hin ab und
hier endigen die in Rede stehenden Serpentinfelsmassen. Das ganze
Streichen hat eine Länge von ungefähr 32 km; dasselbe erscheint am
Tage durch ausgedehnte Block- und Trümmerhalden gekennzeichnet,
welche das darunter anstehende Gestein verhüllen. Der gedachte
Höhenzug der Serpentingesteine, welcher in der höchsten Erhebung
am Taubenberg kulminiert, wird durch die Terrain-Einschnitte des
„kalten Wassers“ und „bei den Erlen“ sowie zwischen den Zdiar-
koppen unterbrochen, so daß es sehr wahrscheinlich ist, daß unsere
pyroxenitischen und peridoititischen Serpentingesteine aus mehreren
dicht beieinander liegenden stockförmigen Massen bestehen, die ein
zusammenhängendes Stockwerk bilden. —
Die Lagerungsverhältnisse dieses Stockwerkes sind im hohen
Maße charakteristisch. Westlich stoßen daran die mannigfaltigen
Hornfelse der inneren Kontaktzone unseres metamorphen
78 Franz Kretschmer. [75]
Dioritgabbroganges, welcher hier in einer Entfernung von 0'3 km
vorbeistreicht; östlich liegen abermals Hornfelse, und zwar lagert
zunächst dem Serpentin lokal ein grobkörniger, feldspatreicher und
flaseriger Muskovitgneis, weiter in das Liegende iolgen sodann
echte Hornfelse mit zahlreichen Einlagerungen von Amphibolit,
der weiter in der Richtung gegen Nieder- und ÜOber-Eisenberg in
mannigfaltige Phyllite und schließlich in Tonschiefer übergeht,
es ist das die äußere Kontaktzone der Dioritgabbromasse. Das
Serpentinstockwerk ist inmitten der gedachten kontaktmetamorphen
Sedimente aufgebrochen; eine Einwirkung durch die ultrabasischen
Eruptivmassen hat jedoch nicht stattgefunden,
Das allgemeine Streichen der gedachten Sedimente ist regel-
mäßig und anhaltend NNO (genau 2h), das Einfallen durchwegs steil
WNW, also gegen das Serpentinstockwerk gerichtet. Das letztere
läßt keine Spur von Schichtung oder auch nur Bankung
erkennen, es ist lediglich eine polyedrisch und regellos zu großen
Blöcken und Trümmern zerklüftete Felsmasse, die am Tage in
die obenerwähnten Blockmeere und Trümmerhalden zerfällt. Diese
am Tage umherliegenden Serpentinstücke überziehen sich infolge Ver-
witterung ausnahmslos mit einer weißlichgrauen Rinde.
Auf der neuen geologischen Spezialkarte 1:75.000 Blatt Mähr.-
Neustadt und Schönberg bat G. v. Bukowski den Serpentinfels
westlich Eisenberg als ein 4 km langes, 0°3 bis 0'4 km breites Band
derartig eingezeichnet, daß die falsche Vorstellung erweckt wird, als sei
der Serpentinfels als ein planparalleles Glied der kristallinen Schiefer,
diesen konkordant zwischen Glimmerschiefer und seinem „grauen Gneis
von Hohenstadt* eingelagert. Der Serpentin wird auf dieser Karte
im Liegenden und Hangenden unmittelbar von Amphibolit und Tremolit
umschlossen, was prinzipiell unrichtig und mit den tatsächlichen Ver-
bandsverhältnissen im Widerspruche steht. In den „Erläuterungen“
‚wird behauptet, daß der in Rede stehende Serpentin ein Umwandlungs-
produkt der Hornblende sei (!); wir werden uns jedoch weiter unten
an zahlreichen Beispielen überzeugen, daß von Hornblende in den
gedachten Gesteinen keine Spur vorhanden war und ist.
Die im vorliegenden Abschnitt gebrauchten Lokalitätsnamen sind
den Katastralkarten sowie den Forstkarten der fürstlichen Forstver-
waltung entnommen und können demzufolge auf Richtigkeit und Zu-
verlässigkeit von altersher Anspruch erheben. —
a) Die gesellschaftlichen Serpentinbrüche am Ostausgange von Buschin.
Das große Serpentinstockwerk vom Zdiarberg, Goldkoppe, Tauben-
berg streicht am Linksgehänge des breiten Buschinertales nächst dem
Ostausgange des Dorfriedes zutage aus, wo der Jockelsbach die Fels-
köpfe des Serpentins und der Hornfelse am Gehängefuß bespült, so
zwar, daß die fortschreitende Talerosion gute Aufschlüsse und vor-
teilhafte Angriffspunkte für den Steinbruchbetrieb geschaffen hat.
Daselbst hat nun die Kremsierer Steinindustrie-Gesell-
schaft ihre beiden Serpentinbrüche angeschlagen, und zwar den einen
auf der Talsohle, den zweiten etwas höher auf demselben Gehänge auf-
179] Der metamorphe Dioritgabbrogang im Schnee- und Bielengebirge, 79
wärts und, dadurch die Aufschlüsse dergestalt vervollständigt, daß wir
einen genauen Einblick in die Lagerungsverhältnisse erhalten. Der Ser-
pentinfels bildet hier eine stockförmige, stark zerklüftete Masse
ohne Schichtung mit Spuren von Bankung; seine Mächtigkeit beträgt
im unteren Bruche rund 15 m, davon die durchbrochenen Schiefer am
Hangenden in schwebender Lage gegen NW abfallen, dagegen am Lie-
genden steil aufgerichtet sind oder am Kopf stehen, fast davon abfallen,
also eine Lage einnehmen, die nur das Eruptivgestein bewirkt haben
konnte. Der Serpentinfels besteht fast ausschließlich aus kompaktem
Serpentin, der makroskopisch keine Reste der Ursprungsmine-
ralien aufweist; sehr verbreitet ist darin Leukophitbildung, die
klaffenden Strukturflächen sind fast ausnahmslos von einem mehr
oder weniger langfaserigen Chrysotil überrindet oder der letztere
verbreitet sich gangförmig auf zahllosen Spältchen und Adern im
Innern des Serpentinfelses. Die Chrysotilrinden tragen so starke
Quetschungserscheinungen an sich, daß diese Flächen Har-
nischen gleichen, was auf große Gesteinsspannungen hinweist.
Der Serpentinfels wird von Gängen und Trümmern eines grob-
körnigen Pegmatits durchsetzt, worin Feldspat mit Quarz schrift-
granitisch verwachsen, zersetzter Biotit nebst Diopsid akzessorisch
eingesprengt sind. Wir werden weiter unten folgend den Nachweis
erbringen, daß ın Rede stehender Serpentinfels von einem Pyroxenit,
und zwar dem neuen Typus Marchit abstammt.
Bezüglich der Nebengesteine des Serpentinfelses in der gedachten
Lokalität finden wir insbesondere am Liegenden des unteren Bruches
durch den Jockelsdorfer Bach gut aufgeschlossen die in den früheren
Abschnitten ausführlich geschilderten Hornfelse herrschend, Gesteine,
die gerade hier infolge von Pressungen im hohen Grade zerklüftet,
daher kleinklüftig bis würfelig erscheinen; sie sind sehr zähe, überaus
fest, feinkörnig bis dicht. Auch im Hangenden des Serpentinfelses
sind wir auf ähnliche, jedoch mehr schiefrige Hornfelse gestoßen.
In dem breiten schönen Buschinertal streicht jene groß-
artige Störungslinie hindurch, welche aus dem Marchtal der
Gegend zwischen Leschen und Raabe kommt, hier dem Hauptstreichen
221/, h folgt und im Buschinertal längs der Reichsstraße fortsetzt.
An dieser Störungslinie keilt nun unser Serpentinstockwerk von
Zdiarberg-Taubenberg aus, indem es dahin konstant von 300 m
Mächtigkeit bis auf 15 m sukzessive abnimmt. —
b) Olivinführender Marchitserpentinfels aus dem fürstlichen ‘Steinbruch auf
der Goldkoppe.
Was uns beim Betreten dieses Steinbruches sofort in das Auge
fällt ist, daß die Serpentinmasse in große kubische Blöcke oder
regellos geformte sowie polyedrische Trümmer und in krumm-
linsenförmige Stücke, in Schaien und Scherben zerdrückt
ist, deren Oberfläche spiegelnd und glattpoliert erscheint; es sind
das echte Rutschflächen und Harnische, welche auf Span-
nungen und Pressungen in der Serpentinmasse hinweisen und
durch die Volumzunahme bei der Serpeutinisierung ausgelöst wurden.
80 Franz Kretschmer. [80]
Die Gesteinsfarbe ist schwarzgrün, selten dunkel blaugrün. Vorherr-
schend ist der zerdrückte Serpentinfels, dagegen der kompakte
nur untergeordnet auftritt; der letztere ist ohne Reste der Ursprungs-
mineralien, dagegen enthält der erstere mehr oder weniger reichlich
Relikte, bestehend aus isolierten rundlichen Körnern von wachsgelbem
Olivin, meist aber graugrünlichem Enstatit; ersterer charakterisiert
durch Glasglanz und den Zerfall in ein kleinkörniges Aggregat, das
napfförmig ausgehöhlt und von Serpentin durchadert ist; der letztere
durch fasrige Struktur und starken Perlmutterglanz. An einzelnen
Stufen machen sich Ueberzüge von bronzefarbig schillernden Blättchen
bemerkbar, die nach ihrem Verhalten dem Bronzit angehören. Hierzu
kommen sehr zahlreiche im Serpentin ausgeschiedene Nester von
Chromit, der durch eisenschwarze Farbe und Metallglanz auffällt;
es sind meist schuppige, zum Teil oktaedrische Aggregate. Akzessorisch
ist reichlich eingesprengter Magnetit der Formen O und © O x sowie
in größeren als auch staubförmigen Körnern allüberall eingesprengt;
die Menge desselben ist jedoch niemals so groß, daß sich ein Einfluß
auf die Magnetnadel äußern würde.
Umwandlung. Der gemeine Serpentin ist ölgrün ; infolge
staubförmig eingesprengtem Magnetit trägt er eine matte, düstere,
schwarzgrüne Färbung zur Schau, er ist allgemein strukturlos, läßt
aber zuweilen eine blättrige Struktur erkennen, welche auf Enstatit
als Ursprungsmineral hinweist.
Ein großer Teil des dunklen Serpentinfelses hat auf inneren
Bruchflächen ein verwittertes Aussehen, denn er ist mit einem
weißen, dichten, auffallend talkähnlichen Serpentin gleichwie ver-
knetet und mit ersterem durch Uebergänge verknüpft, dem wir noch
des Öfteren begegnen werden und den wir kurz Leukophit!?)
nennen wollen. Dieser ist nach seinem mikroskopisch-optischen Ver-
halten ein echter Serpentin, wie wir uns weiter unten an den
Dünnschliffen der Gesteine von Ober-Weißbach überzeugen werden,
und zwar nach seiner Mikrostruktur wesentlich aus querfaserigem
Metaxit und radialfaserigem Pikrolith?) zusammengesetzt. Ein
Teil des Leukophits zeigt u. d. b. M. die typische Maschenstruktur
des Olivins, worin wir wohl einen sicheren Hinweis auf die frühere
Anwesenheit des Olivins iin Mineralgemenge des Ursprungsgesteins
erblicken dürfen. Mit der Leukophitbildung steht die Ausscheidung
einer überreichlichen Menge von Magnetit ursächlich im Zusammen-
hange, welche das Maschennetz bildet.
Die obenerwähnten Rutschflächen der Serpentinblöcke : und
Trümmer, seine krummlinsenförmigen Stücke, Scherben und Schalen
sind mit ausgebreitetem gelblichweißem, bläulichem und goldgelbem
Chrysotil bedeckt, dessen seidenglänzende und parallele Fasern
und Stengel 3 bis 5 cm lang werden, sie sind oft gebogen und ge-
!) Von Aeuzös und Ophit — Weißserpentin.
2, Der Name Metaxit wird tür parallellfaserigen, Pikrolith für radialfasrigen
makroskopisch dichten Serpentin gebraucht, sobald sich diese l'exturunterschiede
u. d. M. merkbar machen. Der Name Chrysotil bleibt für jene reinen Faser-
serpentine von stärkerer Doppelbrechung reserviert, welche sich als Regenerationen
des dichten Serpentins darstellen.
[81] Der metamorphe Dioritgabbrogang im Schnee- und Bielengebirge. 81
wunden. Darüber breiten sich verworrene, überaus feine Haare des
Serpentinasbestes, die dann als Bergholz und Bergleder
erscheinen. An den breiten Chrysotilstengeln wurde zum Teil eine
prismatische Spaltbarkeit von hornblendeartiger Vollkommenheit er-
kannt. Ein Teil der in Rede stehenden Chrysotilaggregate ist auf
den spiegelblanken Rutschflächen und Harnischen infolge der ob-
erwähnten Gesteinspressungen gänzlich platt gedrückt.
Auch zahllose Aederchen und Spältchen des Serpentinfelses
sind mit überaus feinfaserigem Chrysotil erfüllt, dessen bläuliche
und gelbe, im durchfallenden Licht weiße bis goldgelbe Fasern oft
gebogen und gewunden, stets senkrecht auf die Kluftebenen gestellt
sind und in überaus feinfaserigen Asbest übergehen. Es sind dies
durchwegs Regenerationen des gemeinen Serpentins. Als sekundäre,
bei der Serpentinisierung neugebildete Mineralien finden sich:
Magnetit in zahllosen Körnern sowie Chalcedon als Ueberzüge und
Rinden. Der Magnetit ist auch in dem Chrysotilaggregat teils in
Kristallen und Körnchen eingestreut, teils in Nestern zusammengehäuft ;
in solchem regeneriertem Magnetit fand Verfasser modellscharfe, stark
metallisch glänzende Kristalle der Form © O © (100) und Zwillinge
davon mit geneigten Achsen mit O (111) als Zwillingsebene.
Auch im Leukophit ist sowohl der Chrysotil als auch sein
Asbest häufig; der letztere ist mitunter so grobfaserig und lang-
prismatisch entwickelt, daß an solch groben Stengeln u. d. b. M. ein
hornblendeähnliches Prisma deutlich unterschieden werden konnte.
Der Serpentinfels bedeckt sich am Tage der Verwitterung: aus-
gesetzt, allseitig an seiner Oberfläche mit einer gräulichweißen,
wenige Millimeter dicken Verwitterungsrinde, welche
die Maschenstruktur des gemeinen Serpentins schon makroskopisch
in prägnanter Weise zum Ausdruck bringt, welche jener der Olivin-
serpentine in jeder Weise ähnlich erscheint. Das Netz besteht aus
Schnüren und Nestern von Magnetit, dagegen die Maschen durch ein
leukophitähnliches Mineral ausgefüllt werden, das glatt und
muschlig bricht, weicher als Serpentin ist, sich mager anfühlt, nicht
an der Zunge klebt u. d. b. M. dicht, derb und krümmlig erscheint.
Akzessorisch tritt auch darin Chrysotil und Magnetit auf. —
Dünnschliffanalyse des Marchitserpentinfelses aus
dem Steinbruch am Ostgehänge der Goldkoppe.
Das untersuchte Gestein ist wohl makroskopisch ein kom-
pakter Serpentinfels, allein im Dünnschliff u. d. P. M. ist es ein
Enstatit-Diopsid-Serpentinfels. Obwohl dichter Serpentin das
mikroskopische Bild beherrscht, finden sich darin viele Relikte von
Enstatit, teils in kleinen leistenförmigen, meist jedoch in größeren
Kristallen, teils in Körnern; erstere von (100 - (010) begrenzt,
allgemein verbreitet ist vollkommene Spaltbarkeit nach (110), dabei
die gleichfalls vollkommene Teilbarkeit nach (100) den prismatischen
Spaltwinkel halbiert; besonders in Längsschnitten ist die ausgezeich-
nete Faserung parallel c hervorzuheben, die genau derjenigen des
Jahrbuch d. k. k. geol. Reichsanstalt, 1917, 67. Band, 1. Heft. (F. Kretschmer.) 11
89 Franz Kretschmer. [82]
Bronzit von Kupferberg (Schlesien) gleicht). Die Auslöschrichtung
fällt in Basisschnitten mit der pinakoidalen Spaltbarkeit zu-
sammen, dagegen sie den Winkel der prismatischen halbiert. Nach-
dem das Relief erst bei stärkerer Kondensorsenkung deutlich wird, so
liegt die Lichtbrechung bei » —= 1'7 und 1'6, die Doppelbrechung ist
nach Maßgabe der gelblichen Interferenzfarben auf (010) —a —= 0:009
wie bei Quarz; dagegen auf (100) sowie auf (001) viel niedriger und
geht nicht über das Graublau des Orthoklases hinaus —x — 0'006
bis 0:005 herab. Bei der Farblosigkeit des Enstatits im Dünnschliff
kein Pleochroismus.
Unter X Nicols beobachtete ich fast allgemein eine parallele
lamellare Durchwachsung des Enstatits mit Lamellen eines mono-
klinen Pyroxens, dessen Auslöschung in Schnitten nach (010) X
c:c — 44° im stumpfen Winkel beträgt, und zwar ist die Auslöschung
sehr häufig eine symmetrische nach den beiden Seiten von (010), so daß
sie also in Zwillingsstellung sich befinden; in Schnitten nach (100)
löschen beide Mineralien gerade aus, unterscheiden sich jedoch durch
die verschiedene Doppelbrechung. In diesem Falle wiederholt unser
Enstatit genau dasselbe, was Rosenbusch von dem Enstatit aus
den Olivinknollen des Basaltes vom Gröditzberge bei Liegnitz abbildet 2).
An Schnitten parallel (100) unseres Enstatits machte ich öfters die
Wahrnehmung, daß die parallellamellare Durchwachsung mit dem
Diallag einen perthitischen Charakter annimmt, dann die Lamellen-
züge vielfach gewunden und geflammt erscheinen. — Die gedachten
Lamellenzüge werden des Öfteren durch ein zweites Lamellen-
system gekreuzt, das parallel zur Basis (001) liegt und durch die
Zwillingsbildung nach !/, P © (10#) hervorgebracht wird und womit
die Biegung und Knickung des Enstatits zusammenhängt. Diese
Gitterstreifung hat sehr viel Aehnlichkeit mit derjenigen des
Mikroklin, mit welcher sie auch das gemein hat, daß sie mitunter
verwaschen erscheint und sich nicht über den ganzen Schnitt erstreckt,
sondern unregelmäßig begrenzte Stellen ohne Lamellierung zeigen,
welche durch allmähliches Feinerwerden der Gitterwerke in allen Ueber-
sängen miteinander verbunden sind. — Oefter sind die einfachen
Lamellenzüge von Enstatit und Diallag wirr gelagert, oder sie sind zu
zierlichen Rosetten gruppiert. — In den großen mit Diallag durch-
wachsenen ausgezeichnet feinfasrigen Enstatiten wurde häufig die
Erscheinung undulöser Auslöschung beobachtet; außerdem sind solch
feinlamellierte Enstatit-Diallagkristalle zuweilen gebrochen und die
Bruchstellen mit überaus feischuppigem Talk ausgeheilt. —
Die mikroskopische Untersuchung lehrt, daß neben dem Enstatit
sich an der Zusammensetzung unseres Gesteins noch ein zweiter,
und zwar monokliner Pyroxen als Hauptgemengteil beteiligt,
welcher mit dem Enstatit zu richtungslos körnigem Gemenge ver-
wächst; derselbe ist im Schliff bei reflekt. Licht olivgrün, im trans-
mitt. grünlich mit schwachem Pleochroisimus und gehört zum Diopsid,
er ist jedoch in dem vorliegenden Gestein nur in wenig charakteris-
!) Rosenbusch, Physiographie, IV. Aufl., I. Bd., 2. Hälfte, Taf. II, Fig. 2.
?) Ebendaselbst Taf. II, Fig. 3
[83] Der metamorphe Dioritgabbrogang im Schnee- und Bielengebirge 83
tischen Relikten erhalten geblieben; dagegen finden wir ihn in präch-
tiger Ausbildung am Zdiarberg, insbesondere aber in dem Pyroxenit
von Großwürben, wo wir demselben eine eingehende Betrachtung
widmen wollen. —
In zahlreichen Individuen des Enstatit fand ich in Schnitten
nach (100) die bekannten graubraunen und haarbraunen Mikrolithe
verbreitet, welche jedoch die zahlreichen Spaltrisse nach (110) stellen-
weise durchleuchten lassen und den metallischen Perlmutterglanz nach
(100) bedingen. Die vielfach gradlinig begrenzten Blättchen haben
meist rechteckige oder quadratische Formen, meist sind sie jedoch
unregelmäßig gestaltet, parallel den Spaltrissen gestreckt und liegen
mit der Längsrichtung parallel c, oder andere in geringerer Menge
senkrecht dazu. Diese flach ausgebreiteten und den Spaltrissen parallel
gestreckten Blättchenzüge werden von staubförmigem Magnetit schrott-
kornähnlich durchschossen, während der Serpentin von außen her
Fig. 10.
Anatasschnitt parallel c.
in den Enstatit eindringt oder inmitten inselartig auftritt. Bei An-
wendung starker Systeme . können wir die spitzrhombischen und
leistenförmigen beiderseits zugespitzten Kriställchen des farblosen
Titanits gut unterscheiden, ferner sehen wir ausgebreitete Körner-
haufen und langprismatische Aggregate des fuchsroten und honiggelben
Rutils, welche stets im Zentrum derselben braunschwarze Ilmenit-
relikte in schlackenähnlichen Gestalten einschließen, endlich ist der
'Anatas meist tafelig oder spitzpyramidal ausgebildet mit Längs-
streifung, farblos, unter X Nicols mit blauen Interferenzfarben durch-
sichtig. Diese Titanmineralien sind durch ihr plastisches Relief, ihre
runzelige Oberfläche und starke randliche Totalreflexion charakterisiert,
welche auf höchste Licht- und meist auch Doppelbrechung hinweist.
Mehrere solcher Schnitte der gedachten Titanmineralien sind braun
bestäubt, welcher allerfeinste Staub selbst bei Anwendung stärkster
Systeme submikroskopisch bleibt.
Wie bereits oben angeführt, findet sich der Ilmenit insbesondere
in Form von Lamellen dem Enstatit parallel den Spaltrissen nach
(100) eingeschaltet, teils erscheint der Ilmenit als zierliche Kristall-
skelette und zerhackte Wachstumsformen dem Enstatit interponiert,
oder der Ilmenit umschließt seinerseits Entstatit-Diallagaggregate. Es
kann wohl kaum einem Zweifel unterliegen, daß die obigen Titan-
mineralien, welche auf (100) des Enstatits den Schiller erzeugen, aus
der Umwandlung dieser Ilmenitlamellen hervorgegangen sind. —
11°
84 Franz Kretschmer, [84]
Im ganzen Schliff zerstreut liegen zahlreiche kurzprismatische
Kriställchen von Apatit vereinzelt umher, die sich stellenweise an-
häufen, kreuz und quer gelagert sind und sich zwischen X Nicols
durch ihr Grellweiß bemerkbar machen, öfters mit dunkler Schlacken-
masse im Kern.
Der Magnetit ist im Enstatit in kleinsten Oktaedern einge-
sprengt, auch ist er in kleinsten Hexaedern längs der Enstatitlamellen
verteilt; ferner bemerkt man staubförmige Körner und Körnerhaufen
sowohl im Enstatit als auch im Serpentin, in welch letzteren er die
bekannten Netzwerke liefert. Größere Kristalle, Zwillinge und Kristall-
stöcke des Magnetits finden sich selbständig ausgeschieden im frischen
Enstatit, gleichwie im Serpentin; derselbe gehört sammt dem Ilmenit
zu den Erstausscheidungen. Olivin und Feldspäte fehlen gänzlich, —
Umwandlungs-Erscheinungen.
Der Serpentin ist im Dünnschliff im reflek. Licht olivengrün,
im transmitt. farblos; die Lichtbrechung ist gleich derjenigen des
Kanadabalsam — 1'54, die Doppelbrechung sehr niedrig, und zwar
nach Maßgabe der einheitlichen graublauen Interferenzfarben 7 — a —
— 0'005. Im parallelen polarisierten Licht läßt die Verteilung des
Magnetits im Serpentin ein Maschennetz erkennen, das demjenigen
der Olivinserpentine ähnlich scheint. Jedoch die wahre Mikrostruktur
des Serpentins tritt erst unter X Nicols hervor, welche die Erscheinung
der Aggregatpolarisation in niedr,zen einheitlichen Interferenzfarben
in ausgezeichneter Weise darbietet. Wir sehen nun, daß die Maschen
durch einen überaus fein- und parallelfaserigen Metaxit, seltener
durch einen radialfasrigen Pikrolith ausgefüllt werden, ersterer
formt Parallelopipede, letzterer Rotationsellipsioide; dazwischen
ziehen teils parallel, teils regellos angeordnete Balken von dichtem
Serpentin hindurch, dessen Doppelbrechung infolge Kompensation auf
Null herabgesunken ist, daher isotrop erscheint. Häufen sich solche
Balken, so wird der Serpentin :in ein stetig feinkörnigeres Aggregat
zerfällt, welcher eine schwache oder gar keine Dunkelstellung zeigt
und alsdann nur eine unscharfe Auslöschung aufweist. Die Faserachsen
sind Richtung der kleinsten Elastizität und spitze Bisektrix eines in
weiten Grenzen schwankenden Achsenwinkels; es läßt sich durchwegs
ein optisch positiver Charakter des Minerals feststellen.
Der Serpentin dringt gegen den Enstatit und Diopsid zunächst
auf Spaltrissen, sodann zungen- und buchtenförmig gegen die ge-
dachten Ursprungsmineralien vor, wie bereits oben erwähnt. Durch
halbserpentinisierte Enstatit- und Diopsidpartien sowie allmählig und
schrittweise auch im Dünnschliff nachweisbare Uebergänge von En-
statit und Diopsid in Serpentin, kann die sichere, jeden Zweifel
ausschließende Entstehung des Serpentins aus dem Enstatit, beziehungs-
weise Diopsid nachgewiesen werden. —
Der bloß makroskopisch da und dort beobachtete Olivingehalt
dieses Serpentinfelses ist so gering, daß wir ihn vernachlässigen
können; es liegt also ein wesentlich aus Enstatit und Diopsid
zusammengesetzter Pyroxenit als Ursprungsgestein vor, das teils
[85] Der metamorphe Dioritgabbrogang im Schnee- und Bielengebirge. 85
selbständige Stöcke, teils Schlieren und unregelmäßige Zonen im
Lherzolith bildet und sich an der Zusammensetzung ganzer Stock-
werke beteiligt. Wir werden außer diesem Vorkommen weiter unten
noch eine ganze Reihe gleich zusammengesetzter Pyroxenit-Serpentin-
felse kennen lernen, deren Ursprungsgestein ausschließlich aus En-
statit und Diopsid bestanden hat und für welche der am Kopfe dieses
Abschnittes stehende Name Marchit vorgeschlagen wird, entlehnt
von dem Hauptflusse March, woselbst das Verbreitungsgebiet dieses
neuen Pyroxenittypus liegt.
Lacroix hat wohl aus den französischen Hoch-Pyrenäen ähn-
liche pyroxenitische Gesteine unter dem Namen Ariegit in die
Petrographie eingeführt, die lagerartig mit Lherzolith wechseln und
im letzteren schlierenförmig eingeschaltet sind oder ihn gangförmig
durchsetzen; sie haben jedoch einen wesentlich anderen chemischen
Bestand. —
Dagegen stehen unsere Pyroxenite (wie wir uns an der Hand
unten folgender Analysen überzeugen werden) an dem äußersten
basischen Ende dieser ultrabasischen Gesteinsfamilie und repräsen-
tieren einen neuen Typus der Pyroxenite, deshalb der dafür oben
gewählte Name „Marchit“ gerechtfertigt sein mag. —
c) Der Zdiarberg westlich Ober-Eisenberg.
Dieses Vorkommen von Lherzolith-Serpentinfels er-
reicht man am schnellsten, wenn man von ÖOber-Eisenberg den
westlicherseits dahinführenden ansteigenden Feldweg einschlägt, auf
dem von der Eisenberger Pfarrkirche ab in 1'1 kn Entfernung der
Serpentinfels im fürstlichen Walde ansteht. Hier befindet sich jene
klassische Fundstelle, wo A. Kenngott das Metasilikat der Magnesia,
den Enstatit zuerst entdeckte und feststellte; weniger glücklich war
er mit dem Pseudophit, den er später für einen Pennin erklärte,
was der Wahrheit näher kommt.
3 Der Zdiarberg umfaßt fünf nach dem allgemeinen Gebirgs-
streichen 2 h angereihte Felskegeln von Serpentinfels, welche aller-
dings unter einem dicken Vegetationspelz von Heidegras, Heidekraut,
Sträucher von Heidel- und Preiselbeeren verdeckt sind, worin aber
der Serpentinfels stellenweise in nackten Felsmassen zutage tritt
oder in Blockhalden aufgehäuft ist. Die streichende Länge der ge-
dachten fünf Felskegeln beträgt ungefähr 620 m, die Breite 350 m,
sie hängen jedenfalls unterirdisch zusammen und bilden ein Stock-
werk das gegen SSW an die Serpentinmassen der Goldkoppe anstößt. ---
Als makroskopisch erkennbare Gemengteile des Zdiarberger
Serpentinfelses sind zu nennen: düster schwarzgrüner, matter und
dichter Serpentin, worin eine gegen das Gestein auf der Gold-
koppe größere Menge Kristalle und Körner von Olivin und Enstatit
eingewachsen sind, Chromit in bald größerer, bald mäßiger Menge
nestförmig ausgeschieden erscheint, außerdem ist der Magnetit
überall reichlich eingestreut.
Das Gestein besitzt infolge seines reichen Magnetitgehaltes die
Fähigkeit, im hohen Maße auf die Magnetnadel einzuwirken, es zeigt
\
86 Franz Kretschmer. [86]
sich teils polarmagnetisch mit großer Intensität, oder es besitzt
nur einfachen Magnetismus. Ein untergeordneter Teil der Stufen ist
so arm an Magnetit, daß sie ohne Einfluß auf die Magnetnadel sind. —
Der gemeine Serpentin ist im reflekt. Lichte hell-
olivgrün bis grünlichweiß, im durchfallenden undurchsichtig, in
Spaltblättchen durchscheinend und glasglänzend, völlig gespickt mit
Magnetit in Streifen und Striemen sowie staubförmigen Körnchen;
der Bruch ist muschlig im Großen, splittrig im Kleinen, auffallend
matt und glanzlos, selten zeigt sich Seidenschimmer oder Pechglanz,
der Strich ist weiß, Härte = 25..... spez. Gew. — 2:75—2:77;
vor dem Löttrohr unschmelzbar, in Salzsäure unvollständig löslich.
Der Enstatit ist gekennzeichnet durch seine ausgezeichnete
Spaltbarkeit nach © P (110) und feine Teilbarkeit parallel © P &
(100), welche Fläche durch ihren lebhaften Perlmutterglanz kenntlich
ist, dagegen die Spaltung die Feinfasrigkeit und Blättrigkeit des
Enstatits bedingt. Kristalle sind relativ selten, wo solche vorkommen,
Fig. 11.
Enstatit mit knieförmiger Zwillingslamellierung.
sind sie durch die Quer- und Längsflächen (100) - (010) begrenzt,
mithin prismatische Formen, welche gewöhnlich eine zackige End-
ausbildung besitzen, mit flachdomatischer oder basischer Querabson-
derung senkrecht c, als auch Biegung und Drehung der Enstatit-
fasern häufig zu beobachten ist; des Öfteren lassen die gedrungenen
10—12 mm langen Prismen Knäuel erkennen, welche auf sternförmige
Zwillingsverwachsungen hinweisen. Der Zdiarberger Enstatit kommt
jedoch meist nur in erbsen bis haselnußgroßen gerundeten Körnern
vor, stets mit der charakteristischen Spaltbarkeit ausgestattet, zu-
weilen lassen die Körner eine knieförmige Lamellierung erkennen,
wie in obiger Textfigur 11 gezeichnet. Seine Farbe ist im reflekt.
Licht graugrün bis gelbgrün, selten olivengrün, im transmit. Licht farblos
bis weißgelb, durchsichtig bis halbdurchsichtig; Härte zwischen 5—6;
spez. Gewicht 3'10—3’40; vor dem Lötrohr fast unschmelzbar.
Die Enstatitreste täuschen den Eindruck vor, als wären sie im
Gestein porphyrisch ausgeschieden; dasselbe enthält davon zumeist
nur einzelne Kristalle und Körner, andere Gesteinspartien sind damit
und Olivin bis zur Hälfte und darüber völlig gespickt, während andere
Gesteinsteile kaum geringe Spuren führen, alsdann sich das Gestein
als kompakter Serpentinfels darstellt.
Zwischen Enstatit und Serpentin findet ein allmählicher Ueber-
gang statt, den man u. d. b. M. stufenweise verfolgen kann, und zwar
bilden sich Pseudomorphosen von schwarzgrünem Serpentin
[87] Der metamorphe Dioritgabbrogang im Schnee- und Bielengebirge. 87
nach Enstatit mit Erhaltung der breitstengligen und feinfaserigen
Spaltung desselben. Ueberdies kann man das buchtenförmige Eindringen
des Serpentins von außen in den Enstatit beobachten, dessen Grenzen
dann unscharf und verschwommen sind; außerdem finden sich im
Innern der frischen Kristalle rundliche Flecke von Serpentin und
man sieht da und dort halbserpentinisierte Enstatite, die nicht voll-
ständig aufgebraucht, oder letztere bestehen an dem einen Ende
noch aus frischem Enstatit, dagegen das andere bereits zu Serpentin
seworden ist. —
Von besonderem Interesse sind die bisher unbeachtet gebliebenen
makroskopischen Olivine; sie finden sich fast in allen Zdiarberger
Stufen in vereinzelten Kristallen und Körnern, welche der allgemeinen
Serpentinisierung entgangen sind. Während in den meisten Stufen
sich Olivin und Enstatitreste das Gleichgewicht halten, reichert sich
in einzelnen Stufen der Enstatit, in anderen wiederum der Olivin
derartig an, daß das Gestein fast zur Hälfte aus ihren Resten besteht,
während das andere Mineral fehlt. Die gewöhnlich großen Olivin-
individuen sind olivengrün bis weingelb gefärbt, stark glasglänzend,
vollkommen spaltbar noch (010) und zerfallen vorerst in ein klein-
körniges Aggregat, das sich gern in Leukophit und Chrysotil
umwandelt und dann die typische Struktur des Olivinserpentins er-
kennen läßt. Zahlreiche Olivine sind stark mit Magnetit in Kriställchen
und Körnchen eingesprengt.
Auf den beiden (nördlichsten) Zdiarkoppen haben sich in dem
dortigen Serpentinfels Olivinreste in zu- und abnehmender Menge
erhalten, auch viele Reste von faserigem Enstatit sind daneben zu
sehen, oder beide Minerale miteinander verwachsen. Auch dort, wo
der Olivin fehlt, kann man nach der charakteristischen Maschen-
struktur auf seine frühere Anwesenheit schließen. Es entwickelt
sich zunächst Maschenolivin, aus diesem Maschenleukophit,
davon jedes Korn mit Magnetit umkränzt wird. Die Menge des in
diesem olivinreichen Gestein ausgeschiedenen Chromits ist recht
ansehnlich.
Auch im Zdiarberger Serpentinfels stehen viele, namentlich die
srößeren Körner und Kristalle von Enstatit und Olivin in einem mehr
oder weniger fortgeschrittenen Zustand der Leukophitbildung,
welche allmählig die ganzen Individuen erfaßt; es sind dies Pseudo-
morphosen von Leukophit nach Enstatit und Olivin, worin die Magnetit-
ausscheidungen des gemeinen Serpentins nicht fehlen. Den Leukophit
hat man früher mehrseitig für Talk gehalten. —
Als Regenerationen des Serpentins auf Spalten, Klüften
und Bruchflächen des Serpentinfelses ist noch der Chrysotil hervor-
zuheben, dessen feine seidenglänzende Stengel oder überaus feine
Fasern gewöhnlich senkrecht auf die Kluftwände gestellt sind, während
der Asbest daselbst überaus feine und verworrene fasrige Aggregate
darstellt. Oefter sieht man zahlreiche Chrysotilspalten, die eine unter
sich parallele Richtung einhalten.. Endlich sind in unserem Serpentin-
fels häufig Rinden und Ueberzüge von weißem Chalcedon und Kalzit
wahrzunehmen, welche ebenfalle als eine Neubildung bei der Serpen-
tinisierung zu betrachten sind.
88 Franz Kretschmer. [88]
Von anderer Seite!) werden als makroskopische Gemengteile
des Zdiarberger Serpentinfelses noch angeführt: Diallag und Mala-
kolith, gemeine Hornblende und Aktinolith, Arsenkies und Magnetkies,
sie spielen jedoch nur als untergeordnete oder zufällige sowie seltene
Mineralvorkommnisse eine Rolle.
Der Serpentinfels bedeckt sich, am Tage der Verwitterung aus-
gesetzt, an seiner Oberfläche ebenfalls mit der schon obenerwähnten
weißlichgrauen Verwitterungsrinde, welche u. d.b. M. die
Maschenstruktur des Serpentins deutlich hervortreten läßt. Das Netz
wird durch ausgeschiedenen Maenetit gebildet, dagegen die Augen
von schneeweißem Leukophit ausgefüllt werden, welcher durch
fortgesetzte Wasseraufnahme aus gemeinem Serpentin entsteht; da-
zwischen bemerkt man in geringer Menge Chrysotil, schuppigen Talk
und spätigen Magnesit. —
Dünnschliffanalyse des Lherzolith-Serpentins von der
nördlichen Zdiarkoppe.
Das Gestein für die Dünnschliffe wurde den auf der nördlichen
Zdiarkoppe anstehenden Serpentinfelsen entnommen, welche einen
besseren Erhaltungszustand darboten. Wir erkennen auch im Dünn-
schliff sofort, daß dieser Serpentinfels weit frischer erhalten ist als jener
von Buschin und der Goldkoppe; die Menge des Enstatits ist größer,
Fig. 12.
Enstatitschnitt nach (100).
so wie auch seine Kristalle größer geworden sind. Dieselben besitzen
in Basisschnitten eine quadratische Form, begrenzt von den beiden
vertikalen Pinakoiden (100). (010) die Vertikalschnitte verweisen meist
auf langprismatische zum Teil gekrümmte, an den beiden Enden
pyramidal begrenzte Kristalle. (Siehe obenstehende Figur 12.) Die
ausgezeichnete Fasrigkeit ist bedingt durch Spaltrisse parallel (110)
ı) V, v. Zepharovich, Mineralog. Lexikon. I. Bd. 1859, II. Bd. 1873
III. Bd. 1893.
[89] Der metamorphe Dioritgabbrogang im Schnee- und Bielengebirge. 89
und die Teilbarkeit nach (100). Knie- und sternförmige Zwillings-
bildungen sind auch im Dünnschliff erkennbar. Die Lichtbrechung ist
nach Maßgabe des erst bei stärkerer Kondensorsenkung deutlichen
Reliefs 1’7—1'6; die Doppelbrechung in Schnitten nach (010) zufolge
der gelblichweißen Interferenzfarben nach Michel-Levy und
Lacroix 7— = 0'009, dagegen auf (100) und (001) nur 0'005 und
0:004 den klargrauen Interferenzfarben entsprechend. Nach Des
Cloizeaux!) ist am Enstatit vom Zdiarberge der negative Achsen-
wihkel in Oel — 133° 8° bei dem Gehalt von FcO + MnO = 2:76%,
also ß= 1'639 und 2 V—= 69% 42° für rot; ferner bestimmte Mallard?)
am Enstatit vom Zdiarberge « = 1'656, ß = 1'659, 7 = 1'665, also
7— 20'009, was mit unseren Messungen gut übereinstimmt.
Diese homogenen Enstatitkristalle sind wohl vorherrschend,
andere und zwar in der Regel die großen Kristalle, sind durch
lamellare Verwachsung mit Diallag ausgezeichnet, dabei ist
(010) Verwachsungsebene. In Schnitten nach (100) sehen wir unter
X Nicols einen vielfach wiederholten Wechsel paralleler Lamellen von
klargrauem schwach doppeltbrechendem Enstatit mit stark doppelt-
brechendem Diallag, der lebhafte grüne und blaue Interferenzfarben
II. Ordnung zeigt. In Schnitten nach (010) löschen die Diallaglamellen
schief unter X c:c=40° aus, und zwar öfters symmetrisch nach den
beiden Seiten von (Ol0O) aus; die eisenschwarzen Diallaglamellen
. heben sich auf dem gelblichweißen Enstatitgrunde scharf ab, weil
(100) des ersteren, parallel mit (010) des letzteren liegt. Solche Ver-
wachsungen von Enstatit und Diallag nehmen auch hier häufig einen
perthitischen Charakter an und durch das Hinzutreten von Zwil-
lingslamellen nach !/, Po (104) entstehen zuweilen mikroklinähn-
liche Gitterwerke. In den letztgedachten Schnitten sind außerdem zahl-
reiche linienartige schwarze Lamellen dem Enstatit parallel (100) ein-
geschaltet, die nach ihrem opakenVerhalten dem Ilmenit angehören. —
Eine auffällige Erscheinung sind intensive Resorptionen, an
zahlreichen Individuen des Enstatits wahrnehmbar, welche einer stück-
weisen Wiederauflösung anheimgefallen sind und nun als vielfach
ausgebuchtete und abgenagte Korrosionsformen erscheinen; öfters
sieht man solche abgefressene Reste von Enstatit gleichsam inmitten
des Diopsids schwimmen.
Unser spezielles Interesse knüpft sich an den miteinbrechenden
monoklinen Pyroxen, der den zweiten Hauptgemengteil in
unserem Ursprungsgestein ausmacht, jedoch makroskopisch vom En-
statit nicht zu unterscheiden ist, dessen Farbe im Schliff grünlich
erscheint, der Pleochroismus ist wohl schwach, jedoch merklich,
und zwar a=<c grünlich, b gelblich. In Basisschnitten sehen wir, daß
der, übrigens xenomorphe Pyroxen, deutliche Spaltbarkeit nach einem
fast rechtwinkligen Prisma und außerdem schaligen Bau nach (100)
sowie dadurch bedingte Teilbarkeit besitzt. In Längsschnitten nach
(100) und (010) beobachten wir eine überaus feine Fasrigkeit parallel c,
zuweilen auch Blättrigkeit, sowie eine in letzterer Richtung
!) Min. 1862, pag. 540.
2) Compt. rend. 1888, 107, pag. 302.
Jahrbuch d. k.k. geol, Reichsanstalt, 1917, 67. Band, 1. Heft. (F. Kretschmer.) ]2
90 Franz Kretschmer. | [90]
ausgebildete Lamellenstruktur. Zwillingsbildungen,
insbesondere nach (100) häufig, so zwar daß die langprismatischen
und großen Sammelindividuen der Länge nach in 2, 3 und 4 Teile
geteilt sind und jeder derselben eine andere optische Orientierung
besitzt; außerdem kommen Verwachsungen vor, welche auf morgen-
sternähnliche Zwillingsbildungen hinweisen. An vielen Diopsiden
wurde auch eine schöne Lamellierung parallel (001) beobachtet, welche
unter X Nicols und beim Drehen des Objekttisches sichtbar wird und
welche wohl augenscheinlich auf eine primäre Zwillingsbildung nach
(001) zurückzuführen ist. An unserem Diopsid ist übrigens einfache
Zonarstruktur allgemein verbreitet. — Die Lichtbrechung ist stärker
als im Enstatit, das mittelhohe Relief wird erst bei starker Kondensor-
senkung deutlich; die Doppelbrechung ist nach Maßgabe der reingelben
Interferenzfarben 7 — « —= 0'030, Achsenebene ist (010), die Aus-
löschungsschiefe wurde an zahlreichen Durchschnitten nach (010) mit
den höchsten Interferenzfarben c:c — 37° im stumpfen Winkel ß,
2V = 59-—60°. Das Mineral ist nach diesem morphologischen und
optischen Verhalten als Diopsid bestimmt worden.
Von besonderer Wichtigkeit ist jedoch die polysynthetische
lamellare Verwachsung des Diopsids mit bald breiteren, bald
überaus dünnen Lamellen oder Blättern, welche parallel (100) einge-
lagert und durch die geringere Doppelbrechung nach Maßgabe der
grünen, blauen und violetten Interferenzfarben 7—a = 0'024 bis .
0:020 herab gut unterschieden sind, wobei die gleichgroße Aus-
löschungsschiefe für parallele Verwachsung spricht; wahrscheinlich
haben wir es mit einer Durchdringung des reinen Kalk-Magnesia-
Pyroxens mit Lamellen von tonerdehaltigem Diallag zu tun. —
Ferner ist in unserem Diopsid in allgemeiner Verbreitung zu finden
einegesetzmäßiglamellareDurcehwachsungmitEnstatit
in der Art, daß (010) des letzteren mit (100) des Diopsids zusammen-
fällt und die Prismenflächen beiden gemeinsam sind. Die Lamellen
des Enstatits sind bald breit, bald sinken sie zu solcher Feinheit
herab, daß sie bei stärkster Vergrößerung Haarsträhnen gleichen;
dessenungeachtet unterscheiden sie sich leicht durch die weit nied-
rigere Doppelbrechung von dem Muttermineral, als auch durch die Lage
der Auslöschungsrichtung im letzteren. Auch stückweise Einver-
leibung von Enstatit im Diopsid ist eine keineswegs seltene Erscheinung.
Im untergeordneten Maße bekommen wir auch mikroklinähnliche
Gitterwerke der feinhaarigen Enstatitlamellen im Diopsid zu sehen,
welche wohl ebenfalls auf der Zwillingsbildung nach (001) beruhen
dürften. Mitunter haben die geschilderten diopsidischen Verwachsungen
viel Aehnlichkeit mit den perthitischen Verwachsungen der Alkali-
feldspäte. Gleichwie der Enstatit, enthält auch der Diopsid einzelne
Lamellen von Ilmenit parallel (100) eingeschaltet, jedoch sind diese
nicht so häufig wiederholt und von geringerer Breite. —
Unser Diopsid zeigt nahe Verwandtschaft mit jenen Diopsiden,
die früher Salit und Magnesiumdiopsid genannt wurden und nun nach
der Nomenklatur W. Wahls!) „Augitbronzit“ zu nennen wären; diese
') Tschermacks Min.-petr. Mitt. 1907, Bd. 36, pag. 118—122,
[91] Der metamorphe Dioritgabbrogang im Schnee- und Bielengebirge, 91
letztere ist aber nichts weniger als klar und durchsichtig, vielmehr
schleppend und das Verständnis erschwerend. Für unseren lamel-
laren Diopsid, welcher durch die Interpositionen von Diallag und
Enstatit ausgezeichnet ist, die stärkere Licht- und Doppelbrechung
des Diopsids mit Diallagtextur verbindet, erlaubt sich der Verf. den
Namen Andiopsid vorzuschlagen zum Unterschiede von dem
gemeinen Diallag der anderen Peridotite auf unserem Zuge.
In dem gedachten richtungslos körnigen Gemenge von Enstatit
und Andiopsid konstatierte ich zahlreiche Olivinkristalle, gewöhn-
lich in der nachstehenden Form (Fig. 13), auch bloß rundliche Körner
oder Relikte derselben, die früher zu größeren Individuen gehörten.
Im Dünnschliff fällt uns der farblose Olivin sofort durch sein hohes
und rauhes Relief sowie die groben Spaltrisse parallel (010) auf.
Nach dem Maße der Kondensorsenkung liegt die Lichtbrechung
zwischen 1'8 bis 1'7, die Doppelbrechung ist stark, und zwar nach
Fig. 13.
Olivinschnitt nach (100).
Maßgabe der orangeroten Farben II. Ordnung auf (001) Y— a = 0'033
in allen anderen Schnitten allerdings nur halb so stark = 0'017. Die
Kristalle sind in der Regel breit- und dicktaflig und sind von Spalt-
rissen parallel (010) oder von Sprüngen durchzogen. Auf diesen
letzteren sieht man in allen Schnitten die Serpentinisierung ihren
Anfang nehmen, auch dann wenn der Enstatit davon keine Spur
zeigt, der Olivin fällt also auch hier zuerst zum Opfer. Im Beginn
dieses Prozesses, sieht man die Olivinindividuen in zahlreiche Körner
aufgelöst, dazwischen sich der Serpentin hindurchzieht. Aus dem an
den Olivin angrenzenden Serpentin mit charakteristischer Maschen-
struktur sehen wir, daß der Olivin früher in größerer Menge unter
den Komponenten vertreten war, jedoch bereits zum größeren Teil
im Serpentin untergegangen ist. Der Olivin enthält häufig Enstatit
mit und ohne Diallaglamellen als Einschluß; in anderen Ölivinen
bemerkt man Diopsidlamellen eingewachsen, gewöhnlich derartig,
daß (100) des ersteren, parallel (010) des letzteren liegt, —
Der Magnetit ist mit modellscharfen Oktaedern und Zwillingen
davon, meist im Enstatit eingesprengt und parallel dessen Spaltrissen
angereiht; oft ist er mit zerhabkten Formen dem Enstatit eingewachsen,
12*
92 Franz Kretschmer. [92]
ersterer umwächst den letzteren dergestalt, als wäre der Enstatit im
Magnetit eingeschlossen; desgleichen finden wir im Diopsid sehr
zahlreiche Kristalle und zusammenhängende Aggregate desselben. —
Daneben ist die Menge des Chromit nicht unbedeutend, der
in Form zahlreicher schwarzer an den Rändern mit brauner Farbe
durchsichtiger Oktaeder, und zwar meist im Olivin anwesend ist. —
Kleine quadratische farblose Kristalle von hohen Brechungs-
“quozienten gleich dem des Olivins, mit Spaltbarkeit parallel (100), zu
Zwillingen und Zwillingsstöcken vereinigt, auch schlauchförmige Ge-
stalten, vollständig einschlußfrei, sie gehören wohl zum gemeinen
Spinell, der jedoch nicht isotrop, vielmehr verweist sein Verhalten
unter X Nicols auf schwache Doppelbrechung, etwa derjenigen des
Orthoklas entsprechend; gewöhnlich in der Nähe des Magnetits zu-
sammengeschart. Dazwischen häufen sich ebenfalls - quadratische
Schnitte, schlauch- und zapfenförmige Gebilde eines grasgrünen
Chlorospinells in gleichgroßer Menge, von etwas geringeren
Brechungsquozienten, im Dünnschliff farblos, unter X Nicols intensiv
smaragdgrün und isotrop erscheint.
Fig 14.
Zirkonschnitte parallel c.
Pyramidal prismatische farblose Kristalle von hoher Licht- und
Doppelbrechung, die vereinzelt eingesprengt und in der vorstehend
skizzierten Form (Fig. 14) ausgebildet erscheinen, sind als Zirkon
erkannt worden, dieselben zeigen schöne pleochroitische Höfe und unter
gekreuzten Nicols sehr lebhafte himmelblaue und orangerote Inter-
ferenzfarben. An den großen Kristallen beobachtete ich eine schiefe
Auslöschung von c:c —= 25°, was mit den Beobachtungen über optische
Anomalien übereinstimmen würde, denen zufolge Mallard den
Zirkon zu den minetischen Kristallen stellt und für monoklin hält. —
Da und dort findet man vereinzelte kurzleistenförmige Kriställchen
von grellweißem Apatit zerstreut. — Feldspäte fehlen unserem Gestein
gänzlich.
Soweit sich aus den vorhandenen Relikten schließen läßt, besaß
das Ursprungsgestein bezüglich seiner Hauptgemengteile Implika-
tionsstruktur mit porphyrisch hervortretenden Enstatiten;
diese letzteren umschließen zum Teil resorbierte Olivine sowie
anderseits die Diopside stark resorbierte Enstatite. Demzu-
folge gelangen wir bezüglich des Zdiarberger Lherzoliths zu der
Kristallisationsfolge: Spinell, Chromit, Magnetit und Ilmenit;
[93] Der metamorphe Dioritgabbrogang im Schnee- und Bielengebirge. 93
— Olivin, — Enstatit und endlich Diopsid. Die Kristallisation jedes
dieser Hauptgemengteile greift jedoch ‚nach rückwärts über den
Schluß der früher ausgeschiedenen Komponente hinaus. Die Bildung
von Magnetit und Ilmenit hat jedoch bis zur Diopsidbildung angedauert,
bei allmähliger Abnahme ihrer Menge.
Umwandlungen und Neubildungen.
Im Düpnschliff ist der Serpentin im reflek. Licht olivgrün,
im transmitt. farblos; die Lichtbrechung ist gleich der des Kanada-
balsams n = 1:54. Die Doppelbrechung nach Maßgabe der einheitlichen
graublauen Interferenzfarben "— x 0'005, die Faserachse ist Rich-
tung der kleinsten Elastizität, Die Mikrostruktur des Olivinserpen-
tins zeigt in der Regel ein grobmaschiges Netz, worin die
Netzschnüre aus angereihten Magnetitkörnern bestehen mit beiderseits
den Schnüren angeschlossenem parallelfasrigem Metaxit, während
die Balken durch isotropen Serpentins gebildet werden, das heißt
dessen Doppelbrechung durch Kompensation auf Null gesunken ist. Die
Mikrostruktur des Pyroxenserpentin ist gewöhnlich eng und klein-
maschig gestrickt, zuweilen aber grobmaschiger als Olivinser-
pentin. Oefters begegnet man noch Enstatite, die wohl ihre Formen
bewahrt haben, aber gänzlich in weite Maschen von Faserserpentin
umgewandelt sind, es sind dies die bereits obenerwähnten Perimor-
phosen von Serpentin nach Enstatit. Außerdem bemerkt man
zahlreiche Relikte in Form von Lamellen und regellosen Lappen des
Enstatits und Diopsids inmitten des Serpentins, welche uns über die
stattgefundenen Umwandlungsvorgänge hinreichend belehren. Dessen-
ungeachtet sind von rechtwinkeliger Gitterstruktur, entsprechend der
prismatischen Spaltbarkeit der Pyroxene, nur im Anfangsstadium Spuren
vorhanden. Allgemein unterliegt der Serpentin von unversehrten Kom-
ponenten weg, gegen das Innere seiner ausgebreiteten Aggregate, einer
fortschreitenden Verdichtung, er wird stetig kleinmaschi-
ger und dichter gestrickt, die Doppelbrechung nimmt konstant
ab, bis der größte Teil des Serpentins isotrop geworden ist.
Ein untergeordneter Teil des Serpentins ist Regenerationen
zu Chrysotil unterworfen, dieser ist durch überaus feine Querfase-
rung, insbesondere aber durch höhere Doppelbrechung leicht erkenn-
bar, welche ungefähr derjenigen des Quarzes gleicht und durch das
Reinweiß der Interferenzfarbe dem Exponenten y—o. — 0°009 entspricht.
Wir gelangen wohl nach den obigen Untersuchungen zu dem
Ergebnis, daß der Serpentinfels am Zdiarberge aus einem feldspat-
freien Enstatit-Diopsid-Olivinfels, also Lherzolith her-
vorgegangen und gegenwärtig das dort herrschende Gestein als
Lherzolithserpentin anzusprechen ist. Jedenfalls hätte unser
Peridotit am Zdiarberg ursprünglich eine ähnliche Zusammensetzung
wie der von Lacroix eingeführte Lherzolith von Weiher Lherz
(Pyrenäen). Der Olivin ist in unserem Lherzolith in bald größeren,
bald geringeren Mengen vertreten und dadurch, daß der Olivin
allmählig ganz ausfällt, werden alle möglichen Uebergänge von
olivinreichem Lherzolith nach dem olivinfreien Marchit vermittelt. —
94 Franz Kretschmer. [94]
Chemische Analyse des Lherzolithserpentins von der
nördlichen Zdiarkoppe.
Die folgenden chemischen Analysen sind auf meine Veranlassung
mit dem von mir gesammelten Gesteinsmaterial an dem bergmännisch-
chemischen Laboratorium der Witkowitzer Steinkohlen-
gruben zu Mähr.-Ostrau durch den Chefchemiker Herrn R.
Nowicki ausgeführt worden und benütze ich diesen Anlaß, um ins-
besondere der geehrten Direktion der Witkowitzer Steinkohlengruben
zu Mähr.-OÖstrau, speziell dem k. k. Oberbergrat und Bergdirektor
Herrn Dr. W. Fillunger für die Unterstützung ergebensten Dank
‚auszusprechen, die mir dadurch zuteil wurde, daß die Analysen zu
einem außerordentlich ermäßigten Tarife berechnet wurden. Gleichzeitig
sei auch Herrn R. Nowicki für die Mühewaltung bei der präzisen
Ausführung der Analysen herzlich gedankt.
Bei der Berechnung der Molekularprozente habe ich nach dem
Vorgange von Osann für Eruptivgesteine und Grubenmann für
kristalline Schiefer 7,0 und CO, mit der entsprechenden Menge
CaO in Abzug gebracht, der Rest auf 100 berechnet. Nachdem bei
unseren magnetitreichen Gesteinen die Umrechnung des F%0, in
FeO als eine ziemlich willkürliche Manipulation erschien und zur
Verstümmelung der Analysenergebnisse geführt hätte, so wurde Fe, O5
und Cr, 0; selbständig unter R ausgewiesen, welcher Gruppenwert sofort
auf die Menge des im Gestein ausgewiesenen Magnetits schließen läßt,
Alle übrigen Gruppenwerte sowie der Faktor K blieben unverändert.
Zur in Rede stehenden chemischen Analyse I des Lherzolith-
serpentins von der nördlichen Zdiarkoppe bei Nieder-Eisenberg wurde
das Material von demselben Fundpunkt geschlagen, wovon die Stufen
zur obigen makro- und mikroskopischen Untersuchung herstammen,
Analyse I:
Gewichtsprozente Molekularprozente
Kieselsäure SO, . . . . 3848 43:72 3777
Titansäure 7i 0, PUCH _ u —
Tomerlb Al Gr AERO 2:34 1:19
Chromoxyd .CHO, . 72. 2777085 0:97 0:33
Pisenoryd 7,0, 7. Hd 670 2:18
Eisenoxydul Fe0 . . . . 173 1:96 1:42
Manganoxydul MnO . . . Spur — —
Mason 300 2 BETT 44-46 5693
Kalkerde Ca0O . . NE) — _
Kali u. Natron K, + Na,0 021 0:25 0:17
Romensänte 00, . ;, 5 919 —_ =
Phosphorsäure P, 0,» — —
Krist. u. Konst. Wasser A, ) 191 17 — _
10055 100-00 10000
Gruppenwerte:
S— 3778, A= 017, 0=0, F=58'35, T=1:02, R=2'51, K=064.
[95] Der metamorphe Dioritgabbrogang im Schnee- und Bielengebirge. 95
Gesteinsformel:
Sg7.8 Ao«o Co-0 F2o-
Wir sehen daraus, daß der halbserpentinisierte Lherzolithserpentin
mit seinen vielen intakt gebliebenen Enstatit, Andiopsid und Olivin
das Ursprungsgestein sowohl in mineralogischer als auch chemischer
Richtung deutlich erkennen läßt, denn die Serpentinisierung bestand
lediglich in der Aufnahme großer Wassermengen, wobei eine mole-
kulare Umlagerung mit gleichzeitiger Volumzunahme einherging,
dagegen die Zufuhr anderweitiger Stoffe nicht stattfand.
Aus der obigen Gesteinsformel erkennen wir daß unsere Gesteine
mit dem Osannschen Typus Dun Mountains fast genau über-
einstimmt, für welcher Typenformel berechnet wurde:
S35 Ag Co Fo
für den Lherzolith von Baldissero gilt als Gesteinsformel
Syr2 @o Cı F19-
Die O'sann’schen Peridotittypen North Meadow Creek und
Kaltestal (Harz) erscheinen als saurere Gesteine. Wir ersehen aus
vorstehenden Gegenüberstellungen, daß unser Lherzolith vom Zdiar-
berge zu den basischesten Gesteinen der ultrabasischen Gesteins-
familie der Peridotite gehört. Der mäßige Tonerdegehalt in der
obigen chemischen Analyse rührt von den reichlichen lamellaren
Interpositionen des Diallag, sowohl im Enstatit als auch im Andiopsid
her, teils ist derselbe durch Spinellide bedingt. Der Gehalt an Chrom-
oxyd steckt wohl zumeist im Picotit, teils im Chromit. Aus dem
Gruppenwerte S:F finden wir, daß dieses Verhältnis dem Werte
1:54 :1 entspricht und sich dadurch dem Charakter der Orthosilikate
nähert, wie sie in reinen Olivingesteinen vorliegen würden, welche
dem Verhältnis 2:1 zu entsprechen hätten. Es ist damit der tat-
sächliche Beweis geliefert, daß sich wirklich Orthosilikate an der
Zusammensetzung unseres Lherzoliths beteiligen, welche nicht nur
aus Olivin bestehen, sondern daß auch die Pyroxene, namentlich der
Andiopsid, wahrscheinlich zum Teil Orthosilikate sind.
d) Dunit am Nordabhang der nördlichsten Zdiarkoppe.
An dem Nordgehänge der letzten, beziehungsweise nördlichsten
Zdiarkoppe fand Verf. ein gelbgrünes Massengestein in Blöcken um-
herliegend, das aus Olivin als Hauptgemengteil zusammen-
gesetzt ist und nur geringe Spuren von Serpentinisierung aufweist;
außerdem bemerkt man u. d. b. M. als Nebengemengteile: spärlich
feinfasrigen Enstatit, nestförmig ausgeschiedenen Chromit und zahlreiche
vereinzelte Körner und Kriställchen des Magnetits. Es ist merkwürdig,
daß alle Mineralogen und Geologen Mährens bisher an solch hoch-
wichtigen und handgreiflichen Dingen achtlos vorübergingen.
Solcher Peridotit muß wohl nach dem obigen Mineralbestande
zum Dunit gestellt werden, zumal der Zdiarberger Lherzolithserpentin
96 Franz Kretschmer. [96]
durch steigenden Olivingehalt ausgezeichnet ist, dessen Maximum im
vorliegenden Olivinfels erreicht wird, dergestalt, daß zwischen
Lherzolith und Dunit alle möglichen Uebergänge vorliegen, die sowohl
in der Natur als auch im Laboratorium verfolgt werden können.
Der Olivin in unserem Dunit ist grünlichgelb bis zitronengelb,
selten lauchgrün, er ist keineswegs immer homogen, vielmehr zum
Zerfall in Körneraggregate hinneigt bis zur Ausbildung von Olivin-
srus, oberflächlich entwickelt sich Maschenstruktur; als Neben-
gemengteil ist lang- und feinfasriger Enstatit mit starkem PerJmutter
glanz hervorzuheben, der mit dem Olivin .verwächst. Akzessorisch is
wenig Chromit und Magnetit; daher das Gestein ohne Einfluß auf die
Magnetnadel ist. Serpentinbildung hat nur im beschränkten Umfange
stattgefunden; schwarzgrüner Serpentin durchzieht nur in wenigen
schwachen Striemen den Dunit; dabei wurde Kalzit und Chalcedon
abgeschieden, welche das Gestein als Beschläge überziehen.
Ob der Dunit am Zdiarberg als selbständiger Stock vorkommt,
oder ob es sich um schlierige Spaltungsprodukte in dem herrschenden
Lherzolithserpentin handelt, läßt sich wegen der mangelhaften Auf-
schlüsse und der Vegetationsdecke nicht feststellen. Ich nehme mit
Rücksicht auf die aus dem Niklesgraben vorliegenden Erfahrungen
einen Dunitstock auch am Zdiarberg an.
- Dünnschliff-Untersuchung des vorstehenden Dunits.
U: d. P. M. finden wir im Dünnschliff den makroskopischen
Befund bestätigt, daß tatsächlich ein frisches Olivingestein vorliegt,
worin der Olivin den fast ausschließlichen Hauptgemengteil
bildet, während der Enstatit nur als Nebengemengteil anzusehen ist,
der nur in wenigen noch dazu kleineren feinfaserigen Kristalldurch-
schnitten zwischen den großen Olivinkörnern eingekeilt auftritt.
Der Olivin ist fast ausschließlich in Körnern anwesend, die mit-
unter eine ansehnliche Größe erreichen, während die Zwischenräume
Aggregate kleinerer Körner ausfüllen. Sehr häufig ist ein Zerfall der
sroßen Olivine in einen kleinkörnigen Olivingrus zu beobachten,
dessen Körner korrodiert erscheinen. Körner, die zu demselben Indi-
viduum gehören, sind durch ihre gleichzeitige Auslöschung leicht er-
kennbar. Schnitte parallel (100) zeigen ihre ausgezeichnete grobrissige
Spaltbarkeit parallel (010) mit groben Quersprüngen annähernd parallel
(001), welche Schnitte uns jedoch durch ihre geringe Doppelbrechung
8— 7 = 0'007 auffallen, daher die Interferenzfarben über Klargrau
nicht hinausgehen, mitunter sogar isotrop werden, wahrscheinlich in-
folge beginnender Umwandlung; in Basisschnitten dagegen grobe
Zerklüftung parallel (010) unvollkommen nach (100), daher fortschrei-
tender Zerfall in gerundete Körner; die Doppelbrechung auf diesen
letzteren Schnitten hoch 7 — # = 0'036, demzufolge die violettroten
und orangeroten Interferenzfarben am Ende II. Ordnung. Auslöschung
in der Hauptzone parallel zu den Spaltbarkeiten. Im Schliff vollständig
farblos, stellenweise durch Chromit und anderen Erzstaub schwarz
gefärbt bis zur Undurchsichtigkeit, infolge der hohen Lichtbrechung
(#=1'68) hohes Relief, rauhe Oberfläche und dunkle Reflexionsränder.
[97] Der metamorphe Dioritgabbrogang im Schnee- und Bielengebirge. 97
Der Enstatit ist lediglich in Aggregaten kleinster Prismen
vertreten, welche im Dünnschliff durch eine überaus feine Faserung
parallel ce charakterisiert sind, am besten erhalten in der Nähe der
Erze, worin derselbe mitunter als Einschluß auftritt. Längere und
schlanke sowie gebogene ‘Prismen desselben in Klüften zwischen
den zusammenhängenden ÖOlivinaggregaten, was deutlich für die Suk-
zession Olivin vor Enstatit spricht.
Als drittgrößter Gemengteil an Menge ist der Chromit in
sroßen unregelmäßigen Aggregaten und größeren Körnern zu bemerken;
im Schliff schwarz opak, im refl. Licht (abgeblendeter Spiegel) deutlich
kristallinisch körnig und schwach metallisch glänzend. Der Picotit ist
bloß in braungelben, unregelmäßigen Körnern und schlauchförmigen
Gestalten gegenwärtig und sparsam eingestreut.
e) Chlorit- (Pennin) -Fels als Umwandlungsprodukt des Peridotits am
Taubenberg und Zdiarberg.
Vor Jahren ist der Verf. am Scheitel des Taubenberges
auf große Blöcke von schwarzgrünem Serpentin in solcher Menge
gestoßen, daß über das Anstehen im Untergrunde kein Zweifel obwalten
kann. Die Aufschlüsse sind hier allerdings sehr mangelhaft, dessen-
ungeachtet sind wir nach Analogie zu der Annahme berechtigt, daß
wir es auch hier mit einem Teile des Serpentinstockwerkes Tauben-
berg—Zdiarberg zu tun haben.
Ein Teil der gedachten Serpentinblöcke bietet insofern ein ganz
besonderes Interesse dar, als sie mit einer dicken Schale von stark
perlmutterglänzendem, lauchgrünem, blättrigem Chlorit (Klinochlor ?)
eingehüllt sind. Daß neben dem Chlorit auch Strahlstein und Tremolit
bei dieser Gesteinsumwandlung gebildet wurden, läßt sich an der
bisweilen lebhaften Doppelbrechung, den deutlich fasrigen grünen
Neubildungen erkennen. —
Hierher gehört wohl aucn der von Kenngott eingeführte
Pseudophit; derselbe bildetnach Lipold!) eine 2 bis 10 Klafter
mächtige, von Amphibolschiefer begleitete Einlagerung im Gneise;
es muß sich nur um ein untergeordnetes Vorkommen handeln, dessen
Wiederauffindung am Zdiarberg nicht gelungen ist. H. Fischer?)
welcher den Pseudophit im Dünnschliff untersuchte, fand, daß sich
derselbe wie ein „polarisierender“ Serpentin verhalte, in welchen
zahlreiche Teilchen von Magnetit sowie Reste von Olivin und Enstatit
eingeschlossen sind. Derselbe untersuchte wohl einen Serpentin, aber
nicht Pseudophit. — H.Rosenbusch), der ebenfalls den Pseudophit
u. d. M. prüfte, fand weder die serpentinähnliche Struktur noch
die Olivinreste, was für den Pseudophit zutreffend scheint. — V. v.
Zepharovich‘), der ebenfalls den Pseudophit an Dünnschliffen
!) Jahrb. d. k. k. geol. R.-A. Bd. X, pag. 227.
2) Krit. mikr.-min. Studien. ]. Fortsetzung 1871, pag. 33.
®) Mikr. Physiographie 1873, pag. 253.
Tschermaks Min.-petr. Mitt. 1874, pag. 10.
Jahrbuch d. k. k. geol. Reichsanstalt, 1917, 67. Band, 1. Heft. (F. Kretschmer.) 13
98 Franz Kretschmer. [98)
mikroskopisch untersuchte, unterscheidet eine helle und eine dunkle
Varietät ‘desselben und konstatierte in der ersteren lediglich eine
„höchst feinkörnige Textur mit Aggregatpolarisation, dagegen die
dunkle Varietät zur vorigen ein differentes Bild liefert“; außerdem
erfahren wir, daß Olivin darin nicht gefunden wurde. Wie man sieht,
lauten wohl diese Nachrichten dürftig, lückenhaft und weichen dem
eigentlichen Hauptgemengteil aus.
Von dem Pseudophit liegt außerdem eine chemische Analyse von
Karl v. Hauer!) vor, deren Ergebnisse wie folgt lauten:
Analyse II:
Prozent
Kieselsäure &0, . . . . 3351
Donerde AGs iuir nad. 1942
Kisenoxyduli'#eO 7. %.. 258
Magnesia M9O . . . . . 3441
Wasser. Gr nn red
ZUSAMMEN. ..,% .1..,99:13
Damit war der Nachweis erbracht, daß kein Serpentin, sondern
ein dichter; Pennin vorliegt, welcher angenähert der Tschermak-
schen Formel Sp, Al, entspricht, demzufolge auch Kenngott später
seinen Pseudophit als einen dichten Pennin ansah. Früher wurde
unser Zdiarberger Lherzolithserpentin mit dem in Rede stehenden
Penninfels vielfach für identisch gehalten und demnach beide mit-
einander verwechselt, insbesondere von Zepharovich, wie ich den
seinerzeitigen brieflichen Mitteilungen entnehme; aus den obigen
optisch-mikroskopischen und chemischen Untersuchungen geht jedoch
ihr grundlegender Unterschied hervor. —
Verf. ist der Ansicht, daß die vorstehend geschilderten Chlorit-
gesteine am Taubenberg und Zdiarberg auf einen hornblende-
reichen Peridotit als Ursprungsgestein hinweisen. Wir werden
unten folgend einen ternären Peridotit kennen lernen, der wesentlich
aus Olivin, Enstatit und Hornblende zusammengesetzt ist und Weige-
lith genannt wird, welcher als Umwandlungsprodukte neben unter-
geordneten Serpentin hauptsächlich Strahlsteinfels und Chloritschiefer,
beziehungsweise Chloritfels liefert. Verf. vermutet nun, daB unser
Stockwerk am Taubenberg und Zdiarberg wohl hauptsächlich aus
Lherzolith bestanden hat, daß jedoch darin Spaltungsgesteine nicht
nur von Marchit, sondern auch von Weigelith vorkommen, die an
dem Hauptgestein schlieren- und stockförmig ausgeschieden und in
der metasomatischen Periode speziell der letztere zu Chlorit-, be-
ziehungsweise Penninfels umgewandelt wurde. —
') Sitzungsber. d. Akad. d. Wiss. Wien 1855, 16. Bd., pag. 170.
[99] Der metamorphe Dioritgabbrogang im Schnee- und Bielengebirge. 99
f) Pegmatitgänge des Serpentinstockwerkes am Zdiarberg und der
Goldkoppe.
Nach Maßgabe unserer Untersuchungen und der älteren Litera-
tur) wird unser Lherzolith-Serpentin sowie der damit schlieren-
und stockförmig verknüpfte Marchitserpentin auf den Felskegeln
des Zdiarberges und auf der Goldkoppe von Pegmatitgängen
durchsetzt, worin die folgende reiche Mineralassoziation einbricht:
Malakolith bis 5’dcm lange Säulen, Baikalit in kleinem XX und
Salit, Diopsid und Fassait XX; Adular XX und Amazonen-
stein Kristalle und spätige Aggregate, Zirkon kleine Kristalle auf
Schriftgranit, Titanit undeutliche XX, Turmalin(Schörl) und end-
lich Speckstein als Verwitterungsprodukt des Malakoliths; nach
Kolenati und Oborny auch Gudolinit(?).
Weiters wird berichtet: „Auf den Klüften des Zdiarberges“
sekundär: Albit kleine Kristalle, zum Teil Periklin auf Epidot.
Chalcedon findet man auf dem Waldwege, der von den Eisenhütten
zu Aloistal in die nördliche Partie des Zdiarberges führt in bedeutender
Menge, er ist schön milchweiß und traubig,. — Nach Melion kommt
„bei den goldenen Löchern“ Malakolith in diskordant gelagerten
Säulen mit Feldspat und Quarz zusammen vor.
Verf. hat am Zdiarberge Plagiaplite aufgefunden, welche
gangförmig den Lherzolithserpentin durchtrüämmern, sie bestehen vor-
herrschend aus feinkörnigem, farblosem, basischem Plagioklas,
Quarz fehlt gänzlich, Muskovit ist sehr spärlich; dasselbe gilt
von der blaßgrünen Hornblende, welche lediglich in kleinen Ein-
sprenglingen verbreitet ist; ganz untergeordnet sind Körner von
Magnetit und Blättchen von Ilmenit. Es sind dies wohl die salischen
Nachschübe des gabbroiden ultrabasischen Restmagmas. Die Gänge
aber, welche die obigen schönen und seltenen Mineralien berherbergen,
wodurch die Minelalfundstätten am Zdiarberg und der Goldkoppe
seinerzeit berühmt geworden waren, bestehen aus grobkörnigen Granit-
pegmatiten, wie wir solche auch in dem gesellschaftlichen Serpentin-
bruche am Ostausgange von Buschin beobachteten. —
Harzburgitserpentin auf der „Homulkahöhe“ südwestlich von
Hosterlitz.
Dieses dem Zdiarberger Serpentinstockwerk benachbarte, jedoch
von ihm abgetrennte Vorkommen liegt auf der bewaldeten Anhöhe
„Homulka* bei Ober-Hosterlitz, wo bei den letzten Häusern ein Feld-
weg links gegen den Zdiarberg und rechts nach der gedachten Anhöhe
in ungefähr 2 km südwestlicher Entfernung führt, daselbst der Serpen-
tinfels in zahlreichen Felshöckern zutage tritt und am Scheitel der An-
höhe einen parallel zum allgemeinen Streichen h 2 gestreckten Fels-
4) Siehe Fried. Kolenati, Die Mineralien Mährens und Oesterr.-Schlesiens.
Brünn 1854. — V. v. Zepharovich, Min. Lex. Oesterreichs. I. Bd. 1790— 1857,
II. Bd. 1858—1972, III. Bd. 1874—1891. — J. Melion, Mährens und Oesterr.-
Schlesiens Gebirgsmassen. Brünn 1895.
13*
100 Franz Kretschmer. [100]
riegel bildet, dessen streichende Länge schätzungsweise 250 m, dagegen
die darauf senkrecht gemessene Breite ungefähr 120 m beträgt.
Außer den natürlichen Aufschlüssen, gewährt der Steinbruch
auf dem Grunde des Bauern Kobek gute Aufschlüsse; leider ist
der Steinbruch, welchen eine Steinindustrie-Gesellschaft auf diesem
Serpentinvorkommen betrieben hat, seither wieder zum Stillstand
gekommen, und zum Teil verstürzt worden, weil die Steinqualität bei
der Schleifarbeit wegen der darin enthaltenen Relikte der Ursprungs-
mineralien nicht entsprochen hat. Soweit man nach den vorhandenen
Aufschlüssen urteilen darf, zeigt der Serpentinfels steil gegen NW
fallende Bankung und ist durch zahlreiche Längs-, Quer- und Kreuz-
klüfte zerschnitten, was die Erzeugung größerer Werkstücke hindert,
beim Steinbruchsbetrieb nur polyedrische, nichts weniger als lagerhafte
und schließlich fast rundliche wollsackähnliche Trümmer und Blöcke
fallen. —
Der oben skizzierte Felsriegel dacht flach gegen NNW ab und
fällt steil gegen SSO ab, ein Verhalten, das wir auch an den Fels-
kegeln des Zdiarberges beobachtet haben und dem wir auch noch an
anderen Serpentinstöcken auf unserem Zuge begegnen werden. Der
Steilabfall am Liegenden ist durch Abbruch der Felsköpfe be-
dingt, welcher Längsklüften folgt; die flache Abdachung
am Hangenden hingegen wird durch das Einfallender Serpentin-
bänke hervorgerufen.
Eine Fortsetzung des Zdiarberger Serpentinstockwerkes bedeutet
unser Vorkommen auf der Homulkahöhe für keinen Fall, dasselbe ist
vielmehr gegenüber dem ersteren 300 m in das Hangende ver-
setzt, so daß die erwähnten Serpentinmassen ohne Verbindung sind
und in dem serpentinleeren Zwischenmittel sich der Graben aus-
gewaschen hat, der von Ober-Hosterlitz gegen den Johannberg hinauf-
zieht (Kote 601).
Der geschilderte Harzbugitserpentinstock wird in seinem nord-
östlichen Fortstreichen durch mächtige Feldspat-Amphibolite
ersetzt, welch letztere sich auch in seinem Hangenden ausbreiten;
weiterhin folgen jedoch hier wie am Liegenden mächtige Hornfelse,
so daß wir die Ueberzeugung gewinnen, daß der Serpentinstock in
den herrschenden Hornfelsmassen sitzt. Im Hangendhorn-
fels schalten sich jedoch außer den Amphiboliten auch noch Gneis-
glimmerschiefer dem ersteren ein, während der lange dioritisch-gab-
broide Ganglakkolith in nächster Nähe, das heißt in einer Entfernung
von bloß 0'3 km vorbeistreicht.
Unter den bisher betrachteten Serpentinfelsen ist der von der
Homulkahöhe durch seinen besonders hohen Olivingehalt,
beziehungsweise dessen Relikten ausgezeichnet, womit das Gestein
mitunter völlig gespickt erscheint, so daß wir zu der Vorstellung ge-
langen, daß der Serpentinfels wesentlich aus Olivin hervorgegangen
sei, weil bis auf sparsame Enstatitreste andere Relikte fehlen. Die
Olivinindividuen sind in der Regel erbsen- bis haselnußgroß,
ausnahmsweise erreichen sie Walnußgröße, sie zerfallen gern zu
einem Körneraggregat, das weiter fortschreitend zu Grus zerspringt.
Gewöhnlich erscheinen unsere Olivine von Serpentin durchädert, welch
[101] Der metamorphe Dioritgabbrogang im Schnee- und Bielengebirge. 101
letzterer Maschenstruktur besitzt, das Innere der Maschen napf-
förmig ausgehöhlt. Im Innern der großen Olivine werden Einschlüsse
von langprismatischem Enstatit beobachtet. —
Der Enstatit ist in einzelnen formlosen großen Individuen,
selten in schlanken Prismen vertreten, welche stets eine vollkommene
langprismatische Spaltbarkeit nach (110) darbieten und die Fasrigkeit
des Minerals bedingen und auf der gleich vollkommenen Teilungsfläche
(100) durch den bekannten metallartigen Perlmutterglanz gekennzeichnet
erscheinen. Schlanke Prismen des Enstatits begrenzt von (100). (010)
mit grober Querabsonderung 1 durchspießen gern den Olivin. —
Als Nebengemengteile sind insbesondere zu nennen: Chromit in
srößerer Menge in Form von Nestern im Serpentin ausgeschieden,
derselbe ist blättrig und kleinkörnig, eisenschwarz bei starkem Metall-
glanz durch Verwitterung mattbraun; in seiner Gesellschaft findet
sich gern der Magnetit; derselbe ist als Oktaeder und Körnchen durch
das ganze Gestein eingestreut, jedoch nur in beschränkter Menge,
daher unser Serpentinfels keine Einwirkung auf die Magnetnadel
äußert. Nach diesen Komponenten zu schließen würde dieser Ser-
pentinfels makroskopisch größtenteils von einem Harzburgit ab-
stammen, welcher in der Richtung nach enstatitführenden Dunit
differenziert. — /
Als Umwandlungsprodukte dieses Gesteins sind anzuführen:
Gemeiner Serpentin, Leukophit und spärlich Talk. Der Ser-
pentin ist dicht und amorph, schwarzgrün bis Ölgrün, ersterer mit
Magnetit mehr oder weniger eingesprengt, dagegen die hellgrüne
Abart erzfrei ist. Peripherisch verwittert der Serpentin zu sphärolitisch
struiertem Leukophit mit Magnetitkranz an jedem Korn, welcher
die mikroskopische Grundanlage unseres Serpentins aus Rotations-
elypsoiden deutlich zum Ausdruck bringt. Der Leukophit ist schnee-
weiß und in dem Maße dicht und amorph, daß er selbst im Durch-
fallicht und in den kleinsten Körnchen undurchsichtig bleibt; dagegen
der gemeinn Serpentin im transmitt. Licht nicht zu dicken Spalt-
blättchen stets hellgrasgrün bis farblos herab und vollkommen durch-
sichtig ist. Die Leukophitbildung schreitet stets von außen nach
innen fort.
Die Olivinreste in unserem Serpentinfels, speziell derjenige
Teil, der in einen Olivingrus zerfallen erscheint, geht der sofor- -
tigen Umwandlung in Leukophit entgegen, dieser läßt alsdann die
narbige (napfförmig ausgehölte) des Olivingruses deutlich erkennen;
jedenfalls kann man daraus auf die frühere stärkere Beteiligung des
Olivins an der Gesteinszusammensetzung schließen.
Hier und dort stößt man in dem eingangs erwähnten Serpentin-
bruche auf grasgrüne Gesteinspartien, es sind dies Gemenge von
Olivinen, die wie gewöhnlich zu einem feinkörnigen Aggregat zer-
fallen sind, lauchgrünen formlosen Serpentin, schneeweißen Leuko-
phit sphärolitischer Struktur, nebst untergeordnetem Talk, Nestern
von Chromit und eine größere Menge von ausgeschiedenem Masnetit,
allüberall eingesprengt. — Der hier und dort unter den Neubildungen
in untergeordneter Menge vorkommende Talk ist silberweiß, muskovit-
ähnlich und bildet größere und kleinere perlmutterglänzende Schuppen.
102 Franz Kretschmer. [102]
Regenerationen des Serpentins zuChrysotil begegnen wir
auf den großen Strukturflächen des Gesteins sowohl, als auch auf allen
» Klüften, Adern und Spalten desselben; der Chrysotil ist seidenglänzend,
schwarzgrün bis hellgrasgrün, bläulichweiß bis reinweiß als Millimeter
bis viele Zentimeter lange Fasern, meist senkrecht auf die Kluft-
flächen angeschlossen. Auf den großen Strukturflächen der Bankung und
groben Zerklüftung ist der feinfaserige Chrysotil parallel gequetscht,
durch die Spannungen, welche infolge der Volumzunahme bei der
Serpentinbildung ausgelöst wurden, als dann die gedachten Flächen,
spiegelnden Rutschflächen, sogenannten Harnischen
gleichen. Auch während der Chrysotilbildung hat sekundäre Magnetit-
ausscheidung angehalten, daher der Chrysotil mit vielem Magnetit als
Kriställchen und derbe Lagen durchsetzt ist. —
Die normale Verwitterung als Folge der Atmosphärilienwirkung
führt zur Ausscheidung des Chalcedons und Kalzits in Form von Be-
schlägen gleichwie von Oxydationsprodukten der Erze.
Der für die Steinbruchsindustrie vor allem anderen wichtige
kompakte dunkle Serpentinfels ohne Mineralreste ist leider
nicht in der Menge vorhanden, daß sich der Steinbruchsbetrieb lohnen
würde, zu welchem Zwecke der Serpentinfels möglichst homogen und
einschlußfrei sein muß. Unser kompakter Serpentinfels ist nahezu frei
von Relikten des Ursprungsgesteins, davon nur noch die Erze, und
zwar der Chromit in zahlreichen Nestern und den allerorten einge-
sprengten Magnetit enthält. Von Neubildungen ist darin nur der Chry-
sotil auf Klüften und Absonderungsflächen zu sehen. —
Dünnschliff-Untersuchung des Harzburgit-
Serpentins.
Das Dünnschliffbild u. d. P. M. bestätigt im großen und ganzen
die obigen makroskopischen Untersuchungsergebnisse unter Mithilfe
des binok. M. Wir müssen jedoch im Dünnschliff eine stärkere
Beteiligung des Enstatits an der Gesteinszusammensetzung
konstatieren, als dies makroskopisch den Anschein hatte. Die Serpen-
tinisierung ist zwar ziemlich weit fortgeschritten, dessenungeachtet
haben sich von den Hauptgemensteilen Olivin und Enstatit erhalten,
die uns gestatten, mit Sicherheit auf das Ursprungsgestein zurück-
zuschließen: es liegt ein binärer Peridotit vor, der zum Harzburgit
gehört.
Der Olivin ist vorwaltend in Form von Körnern anwesend,
peripherisch durch Serpentin abgenagt und seine frühere Kristallform
zerstört; Schnitte nach (100) zeigen stets grobrissige vollkommene
Spaltbarkeit nach (010), Schnitte nach (001) bieten dieselbe Spaltbar-
keit dar und eine regellose Zerklüftung annähernd senkrecht dazu;
erstgedachte Schnitte zeigen weit geringere Licht- und Doppel-
brechung, daher die niedrigen Interferenzfarben, dagegen in letzterem
Schnitte die Lichtbrechung »— 1:67; die Doppelbrechung Y— a = 0'036
daher die überaus lebhaften Interferenzfarben; demzufolge speziell
die Oberfläche solcher Schnitte runzlig und rauh sowie dunkle Refle-
xionsränder aufweist.
[103] Der metamorphe Dioritgabbrogang im Schnee- und Bielengebirge. 103
Im Dünnschliff ist unser Olivin völlig farblos, was ihn aber be-
sonders merkwürdig erscheinen läßt, ist seine ausgezeichnete Zwil-
lingsbildung nach verschiedenen Gesetzen; es sind teils Pene-
trationszwillinge, oft mehrfach wiederholt, teils Durchdringungen des
Wirtes mit einem anderen davon verschieden orientierten Individuum,
dessen einzelne Kristallstücke durch ihre einheitliche Orientierung die
Zugehörigkeit zu demselben Individuum bekunden. Zur sicheren Fest-
stellung solcher Verwachsung sind Schnitte nach (100) geeignet, hier-
bei legen die Subindividuen ihr (001) in die Ebene von (100) des
Wirtes, alsdann schneiden sich die Auslöschungsrichtungen unter
Xc:c=61?, was auf (011) als Zwillingsebene schließen läßt; wieder
andere Durchdringungen zeigen zwei aufeinander senkrechte Aus-
löschungsrichtungen X c:c —90°, jedenfalls liegen rechtwinklige Durch-
kreuzungszwillinge vor. Schließlich ist noch hervorzuheben, daß ein
Teil der größeren Olivinkörner nicht homogen ist, vielmehr ein Zer-
fall in zwei bis drei und mehr Teilindividuen verschiedener Orien-
tierung, beziehungsweise Auslöschung aufweist, welche teils zur voll-
kommenen Spaltbarkeit parallel sind, oder aber sehr unregelmäßig
begrenzt und ineinander verzahnt erscheinen.
Ein Teil der großen Olivine ist teils von einzelnen Nadeln des
Aktinoliths durchspießt oder diese scharen sich zu Bündeln zu-
sammen, auch sieht man mehrere stärkere, aber kürzere Prismen des
Aktinoliths im Olivin stecken, deren Basisschnitte sich in der Regel
durch ihre Form © P (110) deutlich zu erkennen geben, terminal von
(001) begrenzt oder daselbst abgebrochen sind. Der Aktinolith ist
farblos, Spaltbarkeit nach (110) vollkommen, die langen Nadeln haben
grobe Querabsonderung _L c, Lichtbrechung mäßig n — 1'63, Doppel-
brechung stark 7—a —= 0'029, nach Maßgabe der grünlichgelben Inter-
ferenzfarben II. Ordnung, Achsenebene ist (010), die optische Orien-
tierung X c:c— 15° im spitzen X ß. Zonarstruktur mit schwächerer
Doppelbrechung im Kern und stärkerer in der Hülle. Das Mineral
ist somit Aktinolith, der vielleicht als „Reaktion rims“ von Enstatit
auf Olivin aufzufassen ist, oder dem Pilit verwandte Neubildungen.
Wir werden aber weiter unten Peridotite, den sogenannten Weige-
lith, kennen lernen, welcher große Mengen einer neuartigen farblosen
Hornblende und farblosen Aktinolith als primäre Hauptgemeng-
teile führt.
Im Dünnschliff finden wir (wie bereits oben erwähnt), daß der
Enstatit an Menge so stark vertreten ist, daß er im Ursprungs-
gestein die Rolle eines wesentlichen Gemengteils spielte und mit dem
Olivin durch Implikationsstruktur verbunden ist, wodurch die
beiden Hauptgemensteile das Bild inniger Verflechtung darbieten.
Jedoch zeigt unser Enstatit in diesem Gestein fast durchwegs klein-
kristallige Ausbildung, daher die Schnitte parallel ce nur als kurze
Leistehen mit dachförmiger Zuschärfung an beiden Enden auftreten
oder stumpf mit (001) endigen; diese sind parallel c überaus fein-
faserig, die Fasern sehr oft tordiert, das heißt mehrfach gedreht;
auch sind darin häufig Lamellen des Ilmenits parallel (110) einge-
schaltet. — Im Schliff farblos, die Lichtbrechung mittelmäßig hoch,
n — 1'67, Doppelbrechung nicht stark, etwa gleich der des Quarzes
104 Franz Kretschmer. [104]
x— a —= 0'009, daher die gelblichweißen Interferenzfarben. In Schnitten
nach (100) mit ihren graublauen Interferenzfarben —% — 0'005, welche
größeren Enstatiten angehören, wurde eine Verwachsung mit
Lamellen eines monoklinen Pyroxens derartig beobachtet, daß
(100) des ersteren parallel liegt mit (010) des letzteren, die Lamellen
erscheinen jedoch unscharf, verschwommen und deren Verwachsungs-
art perthitähnlich.
Betrefis der Erze: Chromit, Ilmenit nebst Magnetit wurde beo-
bachtet, daß einzelne Olivinschnitte in dem Erze in zahllosen kleinsten
Körnchen enthalten sind, andere sind mehr oder weniger frei davon,
oder dieselben sind zu großen Klumpen konzentriert. Außer der
oberwähnten lamellaren Verwachsung von Enstatit als Wirt mit
Ilmenit und umgekehrt die Erze als Wirt mit zahlreichen Kriställ-
chen des Enstatits als Einschluß. Unter den Akzessorien ist auch der
Apatit gesehen worden, der nur in einzelnen schlanken und dünnen
Prismen im Schliff umherliegt. —
Der Serpentin bietet nichts Bemerkenswertes dar, er ist
normal als Mikrometaxit und Mikropikrolith ausgebildet,
feinfasrig doppelbrechend, durchädert von isotropen Balken und
mit Erzen maschenförmig eingesprengt. Die Fasern zeigen zu
ihrer Längsrichtung parallele und senkrechte Auslöschung, sie ist
jedoch unscharf und verschwommen. Der Serpentin schreitet nicht
nur von außen gegen das Innere der Olivine, sondern auch auf ein-
zelnen besonders breiten Klüften und Spaltrissen vor.
Serpentinfels am OÖstgehänge des Römerberges ober-
halb der Eisenbahnstation Hannsdorf.
Nächst dem Heizhause der Station Hannsdorf zweigt ein Wald-
weg gegen die idyllisch gelegene Kolonie Weinberg am Öst-
gehänge des Römerberges (Kote 666 m) ab. Auf diesem Fahrwege
findet man den Serpentinfels in vielen Stufen, Trümmern und Blöcken
umherliegen, welche sehr wahrscheinlich aus geringer Entfernung zur
Wegbesserung zugeführt wurden. Links am Wege steht der charakte-
ristische muskovitreiche Schiefergneis im Hohlwege zutage
an, der letztere übergeht sodann im Liegenden durch Gneisglimmer-
schiefer in echte Phyllite und Tonschiefer. In kurzer Ent-
fernung gehen hier im Hangenden jene Amphibolite durch, welche
bereits einen Bestandteil des großen Dioritgabbroganges an seinem
Liegendsaalbande bilden.
Der Serpentinfels ist ein überaus dichtes mattschwarzes
Gestein, darin man da und dort rundliche, zum Teil korrodierte
Olivinkörner sowie Spuren von erhalten gebliebenen Diallag-
blättehen und sehr spärlich Enstatitstengel wahrnimmt,
akzessorisch erscheint metallischglänzender Chromit in der Serpentin-
masse regellos verteilt.
Es ist dem Verf. trotz eifriger Begehung des stark koupierten
Terrains nicht gelungen, den dort sicherlich anstehenden Serpentinfels
aufzufinden.
[105] Der metamorphe Dioritgabbrogang im Schnee- und Bielengebirge. 105
In der „geognostischen Karte vom niederschlesischen Gebirge“
und den Erläuterungen hierzu von Just Roth sind in der Nähe der
Mündung der Graupa in die March, am Wege der westlich der Hanns-
dorfer Kirche abzweigt, umherliegende Blöcke von Serpentin angegeben,
die dort auf Glimmerschiefer liegen, jedoch anstehend nicht beobachtet
wurden. Verf. hat diese Serpentinblöcke dort nicht mehr vorgefunden.
Olivinführender Marchitserpentin am Ostgehänge des Kirchberges
bei Ebersdorf.
Der westlich Ebersdorf gelegene Kirchberg (Kote 639 m) er-
hebt sich steil aus dem tief eingeschnittenen Graupatal; an seiner
östlichen Abdachung liegt links am Wege von Ebersdorf zur Graupa
jenes bisher gänzlich unbekannt gebliebene Serpentinvorkommen, das
sich aus seiner Umgebung als ein beiläufig 100 m langer und 40 m
breiter bewaldeter Felsriegel erhebt und als eine wild zerklüftete
Felsmasse zutage tritt, welche mit ihrer Längserstreckung nach 231), h
orientiert erscheint. Während die nördlich benachbarten Weigelith-
stöcke am Weigelsberge rings umher im Gneisglimmerschiefer stecken,
ist der Ebersdorfer Serpentinstock am Kirchberg ungefähr an der
Grenzevon rostbraunem Gneisglimmerschiefer im Lie-
senden und weißlichem Andalusithornfels im Hangen-
den aufgebrochen; der letztere unterteuft unmittelbar mächtige
Amphibolite am Liegendsaalbande unseres Dioritgabbroganges,
lagert also in dessen innerer Kontaktzone. Die rostbraunen
Gneisglimmerschiefer im Liegenden übergehen ostwärts der Ebers-
dorfer Kirche in Phyllite und Tonschiefer, welche letztere alsdann in
Ober-Ebersdorf und ÖOber-Hannsdorf mächtige dunkelblaue unter-
devonische Kalksteine in ihren Schichtenverband aufnehmen. Die innere
Kontaktzone der Hornfelse hat daselbst eine Breite von 300 m, die
äußere der Gneisglimmerschiefer eine solche von 800 m, zusammen
1’l km (siehe das Querprofil Abbildung 4, pag. 31).
Diesen wichtigen Fundort erreicht man auf dem kürzesten Wege
von der Eisenbahn-Haltestelle Hohenseibersdorf nach halbstündiger,
allerdings steil ansteigender Wanderung, wohl aber auf schattigem
Waldwege.
Der frische Serpentinfels dieses Vorkommens ist makro-
skopisch ein dichtes, sehr festes, jedoch sprödes, daher leicht zerspreng-
bares Gestein, matt schwarzgrün, arm an Relikten der Ursprungs-
mineralien, geringes spezifisches Gewicht, eisenarm, daher ohne Ein-
flußB auf die Magnetnadel, was durch die geringe Menge des dem
Serpentin staubförmig eingesprengten Magnetits bedingt wird. Dessen-
ungeachtet bemerken wir jedoch u. d. binok. M., daß sich unser
Serpentinfels stellenweise als ein überaus feinkristalliges Gewebe von
Diallag und Enstatit darstellt, darin sind da und dort einzelne
Olivinkörner eingestreut; ferner finden sich im Serpentin in Form
von Nestern ausgeschieden körnigblättrige, stark metallisch glänzende
Aggregate von eisenschwarzem und braunem Chromit.
Der gemeine Serpentin ist im Gegensatz zu dem der
übrigen Vorkommen in weit geringerer Menge von staubförmigem
Jahrbuch d. k. k. geol. Reichsanstalt, 1917, 67. Band, . Heft. (F. Kretschmer.) 14
106 Franz Kretschmer. [106]
Magnetit erfüllt, so daß er weniger lichtundurchlässig wird, meist in
Splittern und Spaltblättchen, sowie an den Kanten durchscheinend bis
durchsichtig ist; im Bruche glanzlos und matt, uneben bis muschlig,
selten splittrig; im Auffallicht schwarz- bis lauchgrün, im Durchfallicht
weingelb bis farblos; derselbe bildet oft er Hauptmasse des Gesteins
(kompakter Serpentinfels).
Regenerationen des ie zu Chrysotilund Äsbest
sowie Umwandlung zu Leukophit insbesondere von der Oberfläche
aus, sind in diesem Gestein häufiger als sonst. Insbesondere wird
derselbe von Chrysotil in zahlreichen Adern und Trümmern durch-
zogen, letzterer ist schwefelgelb, bläulichgrün bis grünlichweiß, durch-
scheinend, mit muschligem glattem, teils fettglänzendem, teils mattem
Bruch, H = 35-45; u. d. binok. M. bekommt man den lagen-
förmigen, achatähnlichen Aufbau und die deutlich parallel-
faserige Textur zu sehen, wobei die Fasern sehr fein und parallel,
teilweise vielfach verbogen sind. Im Gegensatze zum gemeinen Ser-
pentin enthält der Chrysotil nur vereinzelte Magnetitkörner, wohl aber
sind seine achatähnlichen Lagen stets durch eine dünne Magnetitschnur
voneinander getrennt —.
Derselbe schwarzgrüne Serpentin wird außerdem von vielen
5—15 mm dicken Schnüren und Adern eines weichen biegsamen
Serpentinasbests durchzogen; es sind dies makroskopisch über-
aus dünnstengelige und feinfaserige, zum Teil holzähnlich struierte
Aggregate, die stets senkrecht auf den Spaltenwänden stehen, von
hellgrünlicher, gelblicher oder weißlicher Farbe und ausgezeichnetem
Seidenglanz. Speziell am südlichen Ende des oben skizzierten Felsriegels
hat Verf. zahlreiche Stufen von prächtigem Serpentinasbest gefunden,
dessen feine parallele Fasern eiue Länge bis 25 cm erreichen
und im Querschnitte Prismen von * 50° bilden, mit amphibolisch
vollkommener Spaltbarkeit. An manchen dieser Stufen sind noch jene
Ueberreste von amorphem Leukophit zu sehen, aus dem der Asbest
hervorging und uns über den Ursprung und die Zugehörigkeit dieses
Asbests zum Serpentin sicher belehren. Solche schöne Asbeststufen
verdienen einen Platz in jeder Sammlung.
Nachdem der Diallag der Serpentinisierung den nachhaltigsten
Widerstand entgegensetzt, so ist derselbe in diesem Serpentinfels
unter den Relikten der Ursprungsmineralien noch am häufigsten veı-
treten; er ist stets mehr oder weniger groß- und parallelschuppig
und mit einem starken metallischen Perlmutterglanz auf der Teil-
barkeitsfläche (100) ausgestattet.
Der Enstatit ist meist in kurzen gedrungenen Prismen oder
unregelmäßigen Körnern ausgebildet, auch fällt er uns sofort durch
seine ausgezeichnete Spaltbarkeit nach (110) auf, sowie den Seiden-
glanz auf der Fläche vollkommene Teilbarkeit (100). Da und dort
beobachtete Verf. in der Serpentinmasse Kristallhäufchen be-
stehend aus innig verwachsenem Enstatit und Diallag nebst Olivin. —
In einem ziemlich stark modifizierten Serpentinfels, den
Lehrer Herr Rudolf Hanke (Goldenstein) auf dem an unserem Serpen-
tinstock vorbeiführenden Feldwege gefunden hat, sind bis 35 mm
lange und 4 mm dicke schlanksäulenförmige Enstatitkristalle
[107] Der metamorphe Dioritgabbrogang im Schnee- und Bielengebirge 107
eingewachsen, welche jedoch teilweise bereits in Chrysotil umge-
wandelt erscheinen. In anderen Stufen von diesem Fundort geht
der Enstatit der Umwandlung in grünlichgelben Bastit entgegen.
Mitunter ist der groß individualisierte Enstatit aufgelöst in ein Ag-
gregat kleinerer Bastitindividuen, deren einheitlich orientierte Faserung
die ursprüngliche Zusammengehörigkeit bekundet. Der Bastit enthält
vereinzelte Magnetite der Form (111), meist Körner, selten zu Haufen
versammelt. Der Bastit liefert auch in diesem Falle eine Modifikation
des Enstatits in der Richtung nach dem Serpentin.
Die Stufen von demselben Fundpunkte enthalten außerdem im
Serpentin eingesprengt Bronzit, teils in Form bronzefarbiger Blätt-
. ehen und Schuppen, teils als 5—8 mm lange und 3 mm dicke Kriställ-
chen der Form (100) . (010) mit faseriger Endausbildung und voll-
kommener Spaltbarkeit nach (110), die sich bis zur Feinfaserigkeit
steigert.
Der herrschende Serpentinfels verwittert an seiner Oberfläche
und den Strukturflächen zu einer schneeweißen, sphäroidisch
struierten Masse, dem Leukophit, dessen zahllose Sphäroide durch
Verwitterung um so deutlicher hervortreten, von Magnetitkränzen um-
schlossen werden und solcherart eın zartes eisenschwarzes Geäder
auf weißem Leukophitgrunde vorstellen. Der Leukophit ist weich
(H=1), fühlt sich fettig an, ist glanzlos und mattt, hängt nicht an
der Zunge und wird von kalter Schwefelsäure leicht zersetzt. —
Dünnschliff-Untersuchung des modifizierten Marchit-
serpentins am Kirchberg westlich Ebersdorf.
Zu diesen Dünnschliffen wurde das zuerst von Herrn Lehrer
Hanke am Wege unterhalb dem Felsriegel gefundene Stufenmaterial
verwendet. Wir überzeugen uns auch im Schliff, daß sich dieser
Serpentinfels in einer weit fortgeschrittenen Umwandlung zu Bastit,
Serpentin und Chrysotil befindet. Dessenungeachtet sind in dem
Gestein zahlreiche Relikte von homogenem Enstatit enthalten,
wohl sind es im allgemeinen recht bescheidene Reste früher größerer
Individuen des gedachten Minerals; sie liegen gewöhnlich nächst dem
Ilimenit, mit dem sie auch innig verwachsen sind. Außerdem fallen
uns im Schliff große Kristalle von Enstatit und Diallag
auf, welche den bereits von Buschin und dem Zdiarberg her bekannten
polysynthetischen Aufbau aus parallelen Lamellen von
Enstatit mit Diallag erkennen lassen. Die vorhandenen Schnitte davon
liegen parallel (010) des Enstatits, während die Diallaglamellen mit
ihrem (100) dazu parallel sind. Die Enstatit-Diallaglamellen sind
mehrfachgebogen und zeigen undulöse Auslöschung, gewöhnlich
herrschen die Enstatitlamellen vor, dagegen die Lamellen des Diallag
ihrer Zahl und der Breite nach zurückstehen; in anderen Kristallen
bemerkt man auch den umgekehrten Fall, so daß der Diallag mit
‘ wesentlich breiteren und vorherrschenden Lamellen vertreten ist,
welches Verhältnis an Perthit und Antiperthit erinnert. Die Art der
Verwachsung eines Teiles solchen Enstatit-Diallags erinnert in der Tat,
wie wir sie vom Perthit und Antiperthit her kennen; hierzu
14*
108 Franz Kretschmer. [108]
tritt in manchen dieser Schnitte die bekannte Zwillingsbildung nach
Y, Po (104), wodurch eine mikroklinähnliche Gitterstrei-
fung hervorgerufen wird. Neben diesen lamellaren Verwachsungen
von Enstatit und Diallag bekommen wir auch solche von Enstatit mit
Ilmenit in zahlreichen Durchschnitten zu sehen, wobei die Ilmenit-
lamellen parallel (100) des Enstatits eingeschaltet sind. Die Licht-
und Doppelbrechung wie am Zdiarberger Enstatit, und zwar ist der
Brechungsexponent des letzteren auf (010) = 0009, dagegen auf
(100) B—a — 0.002. Die Auslöschung ist parallel und senkrecht zu
den prismatischen Spaltrissen, dagegen an den interponierten Diallag-
lamellen zahlreicher Kristalle die Auslöschungsschiefe ce: c = 40° im
stumpfen & ß gemessen wurde. Gleichwie am Zdiarberger wurden
auch am hiesigen Entstatit ausgebreitete und intensive Resorp-
tionen magmatischer Natur wahrgenommen. —
Ein untergeordneter Teil des rhombischen Pyroxens hat sich in
diesem stark beeinflußten Serpentinfels soweit frisch erhalten, daß
wir aus der höheren Doppelbrechung auf (110) y—ax = 0'017 und
den entsprechenden orangegelben und orangeroten Interferenzfarben,
seinen polysynthetischen Lamellenbau auf dessen Zugehörigkeit zum
Hypersthen schließen dürfen. Derselbe tritt teils in selbständigen
langprismatischen Kristallen mit prismatischer Spaltbarkeit auf, teils
ist er in einzelnen oder mehreren Lamellen dem Enstatit-Diallag
eingeschaltet oder er kommt als interessante Verwachsungen mit
parallelen Lamellen des Magnetits und Ilmenits vor. — Biegung der
Enstatitkristalle, Verbiegung und Knickung der großen Enstatit-Diallag-
Individuen sowie deren Zwillingsbildung nach Y/, P wo (104) nebst
undulöser Auslöschung, sind wohl als deutliche mechanische
Deformationen, insbesondere während ihrer Kristallisation, aus dem
Schmelzfluß aufzufassen.
Der makroskopisch beobachtete Diallag entpuppte sich im Schliff
als Andiopsid, dem zweiten Hauptgemengteil der Marchitreihe; er
ist auch hier durch die makropinakoidale und prismatische Spaltbar-
keit und die dadurch bedingte feine Faserung und Blättrigkeit parallel c
charakterisiert ; seine Farbe ist im Durchfallicht grünlich, sehr schwach
pleochroitisch a — c grünlich bis olivgrün, b gelblich bis farblos;
seine Lichtbrechung ist gleich der des Enstatits, die Doppelbrechung
nach Maßgabe der gelblichgrünen Interferenzfarben 7—a = 0'028,
die optische Orientierung, beziehungsweise die Auslöschungsschiefe
X c:c wurde mit 37--40° im stumpfen Winkel ß gemessen. Die
ausgezeichnete Lamellen- und Blättertextur finden wir auch
in diesem Andiopsid ausgebildet, sie wird durch Interpositionen von
schwächer brechendem Diallag hervorgerufen, es ist dieselbe Er-
scheinung, wie wir sie bereits vom Zdiarberg her kennen und noch
in besonders schöner Ausbildung am Harbichstein bei Großwürben
kennen lernen werden. Außer den bereits erwähnten Pyroxenlamellen
finden wir noch zahlreiche Lamellen des Ilmenits unserem Andiopsid
interponiert. —
Mit dem Magnetit verwachsen und in dessen Nähe findet sich
noch ein zweiter, und zwarfarbloser monokliner Pyroxen
in untergeordneter Menge vor, seine Spaltbarkeit entspricht dem
[109] Der metamorphe Dioritgabbrogang im Schnee- und Bielengebirge. 109
Grundprisma des Pyroxens, die Lichtbrechung liegt nach Maßgabe des
hohen und glatten Reliefs bei n = 1'7, also gleich dem Enstatit, die
Doppelbrechung nach dem Schema von Michel Levy und Lacroix
7—2 — 0020, die Auslöschungsschiefe auf (010) gegen die Spaltrisse
beträgt e:c — 30° im stumpfen Winkel ß. Die Körner sind gewöhnlich
etwa 2—3 mm groß und enthalten in der Regel Lamellen des Ilmenits
parallel (100) eingeschaltet. Dieser Pyroxen mit seiner schwachen
Doppelbrechung und kleinen Auslöschungsschiefe ist dem monoklinen
Pyroxen der meteorischen Chondrite nahe verwandt; er ist wahrscheinlich
MgO und FeO reich, dagegen CaO arm und müßte im Sinne der
Nomenklatur W. Wahls den Namen Klinohypersthen er-
halten). —
Eine häufig wiederkehrende Erscheinung anderer Art ist es, daß
der Enstatit parallel den prismatischen Spaltrissen mit farbloser
gemeiner Hornblende verwächst; es erfolgt dann ein wieder-
holter Lamellenwechsel von Enstatit und Hornblende, letztere besitzt
eine hohe Doppelbrechung —a — 0'024 auf (010) bis 0'016 auf (100)
herab; ihre optische Orientierung ist c:c = 20° im spitzen Winkel ß.
Wir werden weiter unten im Weigelith eine ganz ähnliche farblose,
im hohen Maße automorphe Hornblende als primären Hauptgemeng-
teil kennen lernen, welche wir Achromait nennen.
Der Ilmenit zeigt vielfach die oben geschilderte lamellare Ver-
wachsung insbesondere mit homogenem Enstatit; größere Körner des
ersteren enthalten als Einschlüsse Lamellen von Enstatit und
Hypersthen, welcher dadurch vor der Serpentinisierung geschützt
wurde. In der Gesellschaft des Ilmenits finden sich braune und dunkel-
gelbe Körner und Haufen solcher sowie schlauchförmige Aggregate,
deren hoher Brechungsexponent das erhabene und rauhe Relief be-
dingt und auf Picotit hinweist. Mit der fortgeschrittenen Umwand-
lung dieses Marchitserpentinfelses steht der Umstand im Zusammen-
hange, daß im Serpentin die bekannten Netzschnüre von Mag-
netit fehlen, vielmehr derselbe in großen Körnerhaufen konzen-
triert erscheint. — In zahlreichen langprismatischen Längsschnitten
findet sich im ganzen Schliff verteilt der Apatit, welcher durch sein
gsrelles Weiß, das mäßig hohe Relief und schwache Doppelbrechung
mit grauen Interferenzfarben am Anfange der I. Ordnung kenntlich
ist. — Körner von Zirkon mit pleochroitischen Höfen liegen im
Schliff einzeln zerstreut umher. — Olivin und Feldspäte sind in dem
vorliegenden Stufenmaterial nicht nachweisbar. —
Umwandlungs-Erscheinungen.
Ein Teil der Enstatit-Diallag-Individuen erscheint in Bastit,
beziehungsweise Diaklasit umgewandelt, welcher jedoch die gleiche
Mikrostruktur und dieselben Interferenzfarben wie das Ursprungs-
mineral aufweist, dagegen eine andere optische Orientierung besitzt,
nnd zwar ist Achsenebene (100), b ist negative spitze Bisektrix, dem-
a bub—a, cc.
1) L.. c. pag. 97 und 121.
110 Franz Kretschmer. 1 10]
An dem Serpentin machen wir im Schliff die Wahrnehmung,
daß er stärker doppelbrechend wird und sich auf. dem Wege zum
Chrysotil befindet. Wie bereits oben erwähnt, bildet der Magnetit
im Serpentin kein Maschennetz, sondern er ist in mannigfaltig
gestaltete Körner, Aggregate und Skelette zusammengeballt. Ein Teil
des gedachten Serpentins zeigt wohl die schwache Licht- und Doppel-
brechung n = 1'54 und Y—a = 0'005 in graublauen Interferenzfarben,
die Mikrostruktur ist kleinmaschig gestrickt, allmählich steigt
die Doppelbrechung zu dem Exponenten —a = 0:007 mit klargrauen
Interferenzfarben, die Menge des isotropen Serpentins ist gering und
bis auf wenige Balken aus dem Schliffbilde verschwunden sowie aller
übrige Serpentin als Faserserpentin (Mikrometaxit) entwickelt ist,
dabei die Fasern senkrecht auf den Balken stehen; oder aber in wirr-
und radialfaserigen und kraushaarigen Mikropikrolith übergeht. Von
der früheren, engmaschig gestrickten Serpentinstruktur sind in dem
stärker doppelbrechenden Faserserpentin nur Ueberreste vorhanden,
das ganze überaus kleinkörnige Aggregat strebt der Regeneration
in Chrysotil zu —
Die geschilderten, schwach doppelbrechenden Faserserpen-
tine (Mikrometaxit und Mikropikrolith) erscheinen nun an zahlreichen
Stellen des Schliffbildes von vielen Bändern, Adern und Klüften durch-
zogen, welche von viel stärker doppelbrechendem feinfaserigem
Chrysotil erfüllt sind, dessen Fasern stets senkrecht zu den Kluft-
wänden angeschossen sind. Der letztere ist im Dünnschliff farblos, die
Lichtbrechung ist wenig stärker als im Kanadabalsam n = 1'54, die
Doppelbrechung erreicht den Exponenten — a = 0'012, was braun-
selbe Interferenzfarben gibt. Sowohl in dem schwach lichtbrechenden
Metaxit und Pikrolith, als auch im stärker brechenden Chrysotil liegt
die Richtung der kleinsten Elastizität in der Faserachse, und die Aus-
löschung erfolgt stets senkrecht und parallel zur Faserachse, was auf
ein rhombisches Kristallsystem in den gedachten Serpentinabarten
hinweist. ;
Die Proben zu den folgenden Dünnschliffen wurden
von dem oberwähnten großen Serpentinfelsriegel geschlagen,
der daselbst zutage ansteht und das Hauptgestein dieser Loka-
lität repräsentiert.
Wir sehen an den Dünnschliffen charakteristischer Durchschnitts-
proben u. d. P. M., daß das Ursprungsgestein einer weit fortge-
schrittenen Serpentinisierung unterlegen ist und die Menge der Ueber-
reste der primären Komponenten so geringfügig ist, daß wir kaum
mit Sicherheit auf das Ursprungsgestein zurückschließen können.
Der bei der makroskopischen Untersuchung festgestellte Diallag
entpuppte sich u. d. P. M. als Andiopsid, von welchem sich die
meisten Ueberreste erhalten haben und dessen bald größere, bald
kleinere Fragmente durch den ganzen Schliff verteilt erscheinen; der-
selbe steht bezüglich seiner Merkmale in völliger Uebereinstimmung
mit dem der übrigen bereits oben geschilderten Vorkommen; seine
parallel (110) gelagerten Lamellen werden häufig überaus feinhaarig,
auch läßt der vorliegende Andiopsid öfters einen Zerfall seiner In-
dividuen in verschieden orientierte Subindividuen erkennen. Auch in
[111] Der metamorphe Dioritgabbrogang im Schnee- und Bielengebirge.. 111
diesem Falle ist unser Andiopsid mit Lamellen des Enstatits der-
gestalt verwachsen, daß (010) der letztere mit (100) dem Diopsid
parallel liegt und die Prismenflächen beider zusammenfallen; oft ist
die Verwachsung eine gefleckte und geflammte perthitähnliche;
hierzu gesellt sich ein zweites darauf senkrechtes Lamellensystem des
Enstatits, wodurch mikroklinähnliche Gitterwerke entstehen;
ferner enthält er da und dort wenige Lamellen des Ilmenits
parallel (100) eingeschaltet, welche gegen die beiden Enden hin aus-
keilen. ;
Der Enstatit ist nur noch in kleinen prismatischen Kristallen
erhalten, die ebenfalls gedreht sind, sich zumeist in der Nähe
der Erze aufhalten, und zwar speziell bei dem Chromit, mit dem
er auch im Innern seiner Nester und Haufen verwächst. Verwach-
sungen des Enstatits mit Diallag werden in diesen kleinen Kristallen
vermißt, dagegen sind dem Enstatit auch hier dünne Lamellen des
Ilmenits parallel (100) eingewachsen.
Im Schliffe sind auch größere Schnitte mannigfaltiger
Titanmineralien zu sehen, wie wir solche auch auf der Gold-
koppe bei Nieder-Eisenberg gefunden haben und besonders schön bei
Kratzdorf kennen lernen werden. Es sind vielerhombische und hexa-
sonale Durchschnitte wesentlich von graubraunem und haarbraunem
Titanit (Grothit), zwischen denen ein Geäder isotroper oder schwach
doppelbrechender Serpentinsubstanz sich hindurchschlängelt, welcher
erstere inzuliegen scheinen. Es haben sich jedenfalls die homogenen .
Titanitlamellen in kleinste Partikelchen aufgelöst, welche eine von-
einander abweichende Orientierung besitzen; die einzelnen Kriställ-
chen (Blättchen) zeigen oft mehrfach wiederholte Anwachsschalen;
sie liegen auf den Schnitten des Enstatits nach (100), auf welchen sie
den metallartigen Perlmutterglanz bedingen; es ist sehr
naheliegend, daß sie auf die Ilmenitlamellen zurückzuführen
sind, die dem Enstatit eingeschaltet sind, wofür die in den Titaniten
vorfindlichen Ilmenite und Punkteinschlüsse sprechen. Der Titanit
zeigt auch in diesem Falle höchste Licht- und Doppelbrechung, starke
Dispersion der optischen Achsen, so daß Schnitte, die nicht der ortho-
diagonalen Zone angehören, nicht mehr vollständig auslöschen. Achsen-
ebene ist (010) und liegt in der kurzen Diagonale der rhombischen
Schnitte, die spitze positive Bisektrix c steht fast senkrecht auf (102),
daher die Auslöschungsschiefe e:a — 40° gemessen wurde. —
e Anderweitige Ueberreste der Ursprungsmineralien fehlen im
Schliffe, so insbesondere der makroskopisch konstatierte Olivin. Bezüg-
lich des Serpentins müssen wir jedoch sogleich die Tatsache her-
vorheben, daß die Magnetitschnüre derartig angeordnet sind, daß
typische Maschenstruktur durch einzelne Teile des Schliffes verbreitet
erscheint, unter X Nicols finden wir längs der Magnetitschnüre quer-
faserigen Mikrometaxit angeschossen und im Innern der Maschen
mehr oder weniger isotrope Serpentinsubstanz. Aus dieser echten
Maschenstruktur können wir auf die frühere Anwesenheit
mehrerer Olivinindividuen mit Sicherheit schließen. —
Wir gelangen demnach zu dem Ergebnis, daß der Serpentinfels
am Kirchberg bei Ebersdorf von einem olivinführenden Marchit
112 Franz Kretschmer. [112]
abstammt, weil der Olivin nur in solcher Menge vorhanden ist, daß
er bloß zu den Nebengemengteilen gestellt werden kann, dagegen die
Pyroxene dominieren. —
Weigelith, ein neuer Amphibol-Peridotit vom Straßenkreuz
am Weigelsberge nördlich Ebersdorf.
Bei der Straßenkreuzung der sogenannten Krockereistraße am
Scheitel des Weigelsberges, und zwar nächst dem Punkte Kote 630 m
(der österr. Spezialkarte 1: 75.000) hat Verf. dieses bisher gänzlich
unbekannte Vorkommen entdeckt. Das Eruptivgestein steckt in den
daselbst herrschenden Massen der rostbraunen muskovitreichen
Gneisglimmerschiefer, beziehungsweise Glimmerschiefer, denen
jedoch speziell hier zahlreiche Amphibolitlager eingeschaltet sind.
Der Peridotit, beziehungsweise sein Serpentin, geht jedoch
an diesem Fundort nicht zutage; das Vorkommen liegt vielmehr
unter einem Ackerfelde, bei dessen Bearbeitung der Ackerhaken
vielfach vom Kopf der Felsmasse Trümmer abreißt, oder dieselbe
muß abgearbeitet werden, davon nun an Ort und Stelle auf den
Straßen zahlreiche Felsblöcke umherliegen, oder aber zur Straßen-
pflasterung verwendet worden sind. Aus diesem Grunde läßt sich
über den Umfang dieses Peridotitstockes nicht viel sagen. Nichtsdesto-
weniger würde man mittels einer kurzen Tagrösche sehr bald
einen schönen Steinbruch in unserem Peridotit eröffnen können.
In der unmittelbaren Nachbarschaft grenzt an dieses Peridotit-
vorkommen sehr charakteristischer Weise eine zutage anstehende
stockförmige Kalksteinmasse, ungefähr 120 m im Streichen
lang und 90 m dem Verflächen nach breit. Die Schichten des grau-
blauen Kalkes streichen 6—18h, das Einfallen ist gegen 24h unter
X 45° und müssen wir darin die Einflüsse hercynischen Faltungsdruckes
erkennen. Dieser Kalkstein unterscheidet sich von dem großen Kalk-
steinzuge der äußeren Zone in der Ramsauer Gebirgsrinne in keiner
Weise, er ist wie dieser ein charakteristischer Devonkalk;
nur lokal beobachtete Verf. die Aufnahme einer größeren Menge von
Diopsid in das Gesteinsgewebe, wodurch sich in der äußeren Kon-
taktzone die kontaktmetamorphe Beeinflussung im Kalkstein zur Gel-
tung bringt. Der Kalkstein ist durch mehrere kleine Steinbrüche
aufgeschlossen ; derselbe wurde vor Jahren in einem unterhalb des
Weigelsberges erbauten Feldofen zu Baukalk gebrannt, den rohen
Stein hat man aber zur Straßenschotterung herangezogen.
Der in Rede stehende Peridotit ist vorwiegend ein dunkles,
durch seine Ursprungsmineralien perlmutter- und glasglänzendes Ge-
stein, welche allemal auf seinen muschligen Bruchflächen aufblitzen,
während Serpentinisierung sich nur in den mattschwarzen Gesteins-
partien geltend macht. Die Hauptgemengteile sind: Hornblende,
Enstatit und Olivin ursprünglich’ gewesen, jedoch ist später ein
großer Teil des Eustatits unter Mitwirkung des Olivins in Aktinolith
übergeführt worden. Als Nebengemengteil tritt da und dort noch
Diallag in das Mineralgemenge ein; stellenweise reichert sich der
parallelblätterige und großschuppige Diallag derartig an, daß wir von
1 13] Der metamorphe Dioritgabbrogang im Schnee- und Bielengebirge 113
einem diallagführenden Peridotit sprechen und solchen als
Spaltungsprodukt betrachten dürfen; durch Ausfall des Diallags geht
das letztere Gestein wieder in das normale zurück.
Der Enstatit ist häufig als kurze, aber schlanke Prismen aus-
gebildet, von den beiden vertikalen Pinakoiden (100).(010) und an
den Enden pyramidal begrenzt, meist jedoch ausgefasert; derselbe
läßt ausgezeichnete Zwilligsbildung beobachten, welche wir an
dem unten folgenden zweiten Weigelith-Vorkommen kennen lernen
werden. Die Menge des gegen den Enstatit, beziehungsweise seinen
Aktinolith zurückbleibenden Olivins ist Schwankungen unterworfen ;
bald ist seine Menge auffallend groß, bald nimmt sie ebenso rasch ab.
Im frischen Gestein ist der frische Olivin makroskopisch schwer
zu erkennen, dagegen tritt er bei der atmosphärischen Verwitterung
zufolge seiner strohgelben Verfärbung um so besser hervor.
Was dieses Ebersdorfer Vorkommen außerdem von dem zweiten
unterscheidet, ist, daß hier viele Stufen von mattschwarzem Ser-
pentin angetroffen werden, dessenungeachtet herrscht der frische
und halbserpentinisierte Peridotit vor. Oft begegnet man
Blöcken, die an ihrer Oberfläche aus schwarzen Striemen von
Serpentin mit solehen abwechseln, worin infolge atmo-
sphärischer Verwitterung grünlichgelber Olivin und
graugrüner Enstatit (Bastit) als auch Aktinolith um so
besser hervortreten und um so leichter erkennbar werden; das
Gestein hat alsdann ein gemasertes Aussehen.
Durch oberflächliche Verwitterung geht der Aktinolith in
Tremolit und Asbest, zuweilen auch in Talk, der Serpentin
in sphäroidisch struierten Leukophit über, dessen regel-
mäßige Sphäroide von Magnetit umkränzt werden. An den Verwit-
terungsflächen solchen Gesteins sieht man alsdann alle diese Um-
wandlungsprodukte der Reihe nach liegen und besser hervortreten.
Speziell der Olivinserpentin ist in einem gewissen Stadium auf ge-
dachten Flächen durch seine echte Maschenstruktur von Aktino-
lith und Enstatit gut unterschieden und ergibt sich daraus indirekt
die starke Beteiligung des Olivins an der Zusammensetzung unseres
Gesteins kund.
Für diesen neuen Amphibol-Enstatit-Peridotit mit seiner bisher
unbekannten mineralischen Zusammensetzung wird der Kürze halber
der Name Weigelith vorgeschlagen, und zwar nach dem Weigels-
berge, dem Orte seines zuerst bekannt gewordenen Vorkommens.
Bezüglich der Nebengesteine in der gedachten Lokalität be-
obachtete Verfasser am Eingange des Krokereigrabens aus dem
Graupatal mannigfaltige und mächtige Amphibolite, die zu
dem Dioritgabbrogang an dessen Liegendem gehören, weiterhin mächtig
entwickelte Hornfelse, und zwar mannigfaltige glimmerfreie An-
dalusithornfelse, worauf dann anfänglich grobkörnige, später
feinkörnige Gneisglimmerschiefer und Glimmerschiefer
(Muskovitschiefer) mit untergeordneten Amphiboliten und Horn-
blendeschiefern nachfolgen. Der Weigelith durchbricht die letzt-
genannten Schiefer, ohne aber eine weitergesteigerte Kontaktmeta-
morphose hervorgerufen zu haben.
Jahrbuch d. k.k. geol. Reichsanstalt, 1917, 67. Band, 1. Heft. (F. Kretschmer.) 15
114 Franz Kretschmer. [114]
Dünnschliffbild des Weigeliths von Ebersdorf.
U. d. P. M. im Dünnschliff sind wir durch die 'gsroße Menge
eines automorphen und farblosen Amphibols überrascht,
hierzu gesellt sich als zweiter Hauptgemengteil Olivin, worin eine
Unmasse von Erz streifenförmig ausgeschieden ist, und schließlich
als dritter Hauptgemengteil Geflechte und fluidale Aggregate von
Enstatit, akzessorisch sind Erze: Chromit, Ilmenit und Magnetit,
nebst wenig Apatit als-prismatische Einzelkristalle zerstreut. Um-
wandlungen spielen in diesem übrigens frischen Gestein nur eine
nebensächliche Rolle, es sind bloß zu nennen Serpentin nebst
etwas Talk in untergeordneten Aggregaten.
Der unter den Hauptgemengteilen dominierende automorphe
Amphibol hat den Charakter einer völlig farblosen Hornblende,
teils eines farblosen Aktinoliths, welche gegen die beiden anderen
Hauptgemengteile ihre automorphe Gestaltung zur Geltung bringen und
dadurch ihre große Kristallisationskraft bekunden. Die Kristalle der
Fig. 15.
Basisschnitte des Achromait.
Hornblende sind groß und ihre Formen begrenzt von © P (110)
meist selbständig als dieke, kurze und gedrungene Prismen entwickelt,
kombiniert mit « P © (100), wodurch mehr oder weniger abgeplattete
Prismen entstehen oder aber mit » P« (010), an den beiden Enden
begrenzt von 0 P (001), oder keilförmig zugespitzt, auch an den
anderen Kristallen stumpf abstoßend; Spaltbarkeit sehr vollkommen
nach (110) durch feine, überaus dichtgedrängte Spaltrisse markiert,
die sich unter & 124'5° kreuzen, oft bis zur Feinfaserigkeit gesteigert,
grobe Querabsonderung nicht überall, aber häufig sich bis zu Klüftchen
erweiternd. Im Dünnschliff farblos, Lichtbrechung mäßig n — 1:64,
Doppelbrechung auffallend hoch, und zwar in Schnitten nach (010)
—a—= 0030 nach Maßgabe der grünlichgelben, beziehungsweise
reingelben Interferenzfarben Mitte II. Ordnung; Achsenebene (010),
die Auslöschungsschiefe e :c wurde wie gewöhnlich im spitzen Winkel ß
an zahlreichen Schnitten gemessen und der Mittelwert %& 26° be-
rechnet. Oftmals finden wir schaligen Bau dem Prisma folgend: ein
schwächer doppelbrechender Kern wird von einer Hülle mit stärkerer
Doppelbrechung umschlossen, welche beide übrigens auch eine andere
optische Orientierung haben. Für diese eigenartige, bisher unbekannte
Ilornblende erlaube ich mir nach ihrer farblosen Beschaffenheit und
[115] Der metamorphe Dioritgabbrogang im Schnee- und Bielengebirge. 115
Mangel an Pleochroismus den Namen Achromait (von «ypawaros
— farblos) der Kürze wegen vorzuschlagen, um nicht jedesmal alle ihre
Merkmale aufrechnen zu müssen. Die hohe Doppelbrechung des
Achromaits verweist wohl auf einen steigenden Eisengehalt, während
dessen große Auslöschungsschiefe ihn den Alkaliamphibolen näher
bringt.
Zwischen den Achromaitaggregaten kommt vielfach ein farbloser
Aktinolith vor, welcher durch seine schlanken und langen
Prismen ohne terminale Flächen charakterisiert ist, die oft zu dünnen
Nadeln herabsinken, häufig ist oft wiederholte Querabsonderung; die
Liehtbrechung mäßig n —= 1'62, Doppelbrechung stark, jedoch schwächer
als im Achromait, sie ist auf (IlO) —a = 0'025 nach Maßgabe der
grünblauen Interferenzfarben ; Achsenebene (010), die optische Orien-
tierung, das heißt die Auslöschungsschiefe ist in zahlreichen Schnitten
gemessen und der Mittelwert & c:c — 14° im spitzen Winkel ß er-
mittelt worden. —
Als Einschlüsse wurden im Achromait und im Aktinolith
sefunden Olivin- und Enstatitreste —
Der Olivin ist wohl in großen Individuen anwesend, die aber un-
gemein zerklüftet sind, worin sich eine Unmasse von Erzen angehäuft
hat, außerdem sind die Olivinformen durch Neubildungen, insbesondere
Serpentinisierung zerstört worden, durch Kombination finden
wir, daß der Olivin eine nach (100) stark flachgedrückte, nach der
b-Achse gestreckte Gestalt besaß. Im Schliff farblos, jedoch
einzelne Individuen grünlichgelb, schwach pleochroitisch, was auf
zunehmenden Eisengehalt hinweist. Schnitte nach (100) besitzen eine
grobrissige Spaltbarkeit nach (010) und große Zerklüftung, ungefähr
1 c, Basisschnitte besitzen ebenfalls grobe Risse nach (010), zuweilen
als offene Klüfte erweitert; oft drängen sich die Spaltrisse und Klüfte
in solcher Menge, daß sie ein regelloses und unentwirrbares Geäder
nach allen Richtungen vorstellen und dann zur Auflösung in einen
Olivingrus führen. Infolge der hohen Lichtbrechung n — 1'68
rauhes und hohes Relief, die Doppelbrechung in Basisschnitten stark
Y—0. —= 0'036, bis herab B—a = 0'017 in Schnitten parallel (100).
Der Olivin umschließt außer den Erzen Chromit und Magnetit,
automorphe Kristalle des Achromait und farblosen Aktinolith
in großer Zahl sowie kleinkristallige Aggregate des Enstatits.
. Der Enstatit bildet verbreitete und innig verflochtene Aggregate
sehr kleiner prismatischer Kristalle, kurz leistenförmig mit stumpfer
Endigung durch (001), die Basisschnitte sind annähernd quadratisch
oder gedrungen rechteckig mit sich kreuzenden Spaltrissen ; die Längs-
schnitte meistens parallel c ungemein feinfaserig, tordiert und mehr-
fach gewunden als auch die Individuen miteinander derartig parallel
verflochten, was zur Fluidalstruktur der letzterstarrten Enstatit-
aggregate führt. Die für die übrigen Vorkommen so charakteristischen
Verwachsungen der großen Enstatite mit Lamellen des Diallags fehlen
diesen kleinen Kristallen, dagegen sind ihnen in der Regel Lamellen
des Ilmenits parallel (100) eingewachsen, womit die Enstatitgeflechte
im Schliff geradezu überladen sind, oft nimmt der Ilmenit derartig
15*
116 Franz Kretschmer. [116]
an Masse zu, daß er schließlich als Wirth erscheint und zahlreiche
Kristalle des Enstatits umschließt.
In den Zwickeln der Hauptgemengteile findet man zumeist den
Enstatit, zum Teil auch den Achromait zu Talk umgewandelt. Der
Olivin unterliegt nicht solchem Zersetzungsprozeß, wohl aber zu
Serpentin, der sich hinsichtlich seiner physikalischen Eigenschaften
so verhält, wie auf den übrigen Peridotiten unseres Zuges und hier
übrigens nur eine untergeordnete Rolle spielt. Dagegen ist der Talk
ungemein feinschuppig; die Form der Schuppen ist rund, auch recht-
eckig; häufig ist schaliger Bau; mitunter sind die Blättchen gekrümmt
und gebogen, auch gern strahlig und rosettenförmig aggregiert. Im
Schliff völlig farblos, Lichtbrechung gering n = 1'59, demzufolge
mangelndes Relief, die Doppelbrechung hoch, und zwar nach Maßgabe
der dunkelviolettroten und hellbläulichen Interferenzfarben —a —
— 0'036 in Vertikalschnitten, dagegen in Basisschnitten isotrop; in
den ersteren Auslöschung parallel zu den überaus feinen Spaltrissen
|] (001), die spitze negative Bisektrix a steht L auf (001).
Was die Struktur und Ausscheidungsfolge anlangt, so
beobachten wir, daß der Enstatit sich häufig dadurch als letzte Aus-
scheidung kundgibt, weil er die Zwickeln zwischen dem automorphen
früher ausgeschiedenen Achromait ausfüllt, also die lezterstarrte
Mesostasis zwischen den beiden anderen Hauptkomponenten bildet.
Diese Rolle fällt aber auch dem ÖOlivin zuweilen zu, er enthält den
Achromait in großen automorphen Kristallen porphyrisch ausgeschieden,
die sich derartig häufen, daß sie den Olivin verdrängen, welch letzterer
zuletzt zwischen dem ersteren eingeklemmt erscheint. Die Struktur
ist demzufolge eine ophitische, wie wir sie vom Trapp, Diabas
und Melaphyr kennen; es werden nämlich Olivin und Enstatit vom
Achromait und Aktinolith dergestalt durchschnitten, daß erstere die
Zwischenklemmungsmasse bilden. Uebrigens ist die Struktur unseres
Weigeliths die allotriomorphe der Gabbrogesteine mit gegensei-
tiger Durchwachsung von Amphibol, Olivin und Enstatit sogenannte
Implikationsstruktur, "welche zeitlich sehr nahe beieinander
liegende Ausscheidungsfolge für den Olivin und Enstatit bedingt. —
Weigelith (Amphibol-Enstatit-Peridotit) am Westabhang des Weigels-
berges bei Weigelsdorf.
Das zweite Vorkommen von Weigelith liegt ebenfalls auf dem
breitgewölbten Weigelsberge, jedoch am Westabhang und man erreicht
diese Lokalität am kürzesten Wege, wenn man von der Graupatal-
straße (unterhalb Mähr.-Altstadt), auf jenem Feldwege nächst der
sogenannten Krockereibrücke abzweigt, welcher auf den Weigelsberg
führt; hier stößt man bei ungefähr 0'5 km Entfernung zuerst im
Wege auf Weigelithblöcke, sodann links in den Aekern auf zahlreiche
„Steinrücken“, wo große Blöcke desselben Gesteins gefunden werden,
sowie in der Ackerkrume daselbst zahlreiche rundliche Felshöcker
von anstehendem, am Ort gewachsenen Weigelith zutage treten. Nach
der Verteilung dieser Funde ist man zu der Annahme berechtigt,
daß unser neuartiger Peridotit eine stockförmige,nach
1 17] Der metamorphe Dioritgabbrogang im Schnee- und Bielengebirge. 117
dem allgemeinen Streichen nach 1 h längsgestreckten
Felskörper bildet von ungefähr 150 m Länge und 120 m Breite.
Derselbe durchbricht daselbst jene Zone von vorherrschenden Gneis-
slimmerschiefer, der als das mächtigste Glied der kontaktmeta-
morphen Schieferhüile des großen metamorphen Dioritgabbro-
sanges anzusehen ist, welche daselbst in seinem Liegenden eine gegen
Nord stetig weitere Verbreitung annehmen, und zwar steht der Durch-
schlagsschlott auf dem das Eruptivgestein emporgekommen, von dem
gedachten Gange 1'7 km entfernt.
Der Weigelith ist auch in dieser Lokalität größtenteils
frisch erhalten, die Serpentinisierung ist nur an seiner Ober-
fläche weiter fortgeschritten; makroskopisch und mit Hilfe des
binokularen Mikroskops wurden daran folgende Beobachtungen ge-
macht:
Der Enstatit ist dadurch ausgezeichnet, daß er fast durch-
wegs inZwillingen ausgebildet ist, einfache Individuen verhältnis-
mäßig selten sind. Es sind teils herz- und knieförmige, teils knäuel-
artige und sternförmige Zwillingsverwachsungen, wie solche durch
die umstehende Abbildung (16) dargestellt werden, und zwar herz-
förmige Zwillinge nach P%& (011), deren Achsen unter Kc:c—
— 60° 48' geneigt erscheinen; ferner knäuelartige und sternförmige
Durchwachsungen nach der Zwillingsfläche ?/;, P& (023), wobei
ce:c' — 42° 44' und endlich Kniezwillinge nach der Fläche %, P&
(043), in welchem Falle c : c‘ — 76° 4‘; indem mehrere dieser Zwillings-
gesetze zusammentreten, entstehen völlige Kristallstöcke. — Die
Einzelindividuen sind zumeist 5—7 mm lang und 2 mm dick, also im
Verhältnis zu einigen der anderen Vorkommen klein; sie sind begrenzt
von x P » (100). P oo (010), seltenen und kleinen © P (110);
ferner da und dort terminale Flächen P 2 (122) mit dachförmiger
Zuschärfung oder bloß o P (001); ausgezeichnete Spaltbarkeit nach
(110), wodurch eine Faserung hervorgerufen wird, als ob dünne Stengel
parallel ce miteinander verwachsen wären, sehr häufig macht sich voll-
kommene Spaltbarkeit nach (001) durch dichtgedrängte Spaltrisse
gleich jenen nach (110) bemerkbar; oft liegt diese Spaltbarkeit flach
domatisch und dann schwach geneigt gegen c. Auf der sehr deutlichen
Hauptablösungsfläche nach (100) liegt allgemein starker Perlmutter-
glanz, der sich bis zum Metallglanz steigert; auf einem anderen Teil
dieser Enstatite liegt ein bronzefarbiger metallartiger Schiller,
welche wohl einem eisenreicheren Mischungsgliede, und zwar dem
Bronzit beizuordnen sind.
Ein Teil der Enstatitkristalle —= Knäuel und Sterne, ist in einer
mehr oder weiter fortgeschrittenen Umkristallisation zu einen grasgrünen
Amphibol begriffen, der später im Dünnschliff u. d. M. als Akti-
nolith bestimmt wurde, welcher Prozeß entweder ganze Individuen
oder nur einzelne Stengel des Enstatits erfaßt hat. Durch Zunahme
dieser Strahlstein-Aggregate und deren fortschreitende Verdichtung
wird endlich ein dem Nephrit ähnliches Gesteinsgewebe mit gleich-
großer Verbandsfestigkeit herausgebildet. Ein großer Teil des Aktino-
lithes entpuppte sich alsdann später im Dünnschliff u. d. P. M. als
118 Franz Kretschmer. [118]
Fig. 16.
Enstatitzwillinge im Weigelith.
Kniezwilling nach */, P& (043). Zwilling nach P& (011).
Lam
76° 4'
Serpentinisierte Enden.
oP(001)
IN
AH
ZAHH
Zwilling nach ?/, P%& (023). Sternförmiger Zwilling.
(}
EN
FIZtErT
= e®
Trigonaler Drilling nach (011).
[119] Der metamorphe Dioritgabbrogang im Schnee- und Bielengebirge.. 119
jene neuartige Hornblende, welche wir bereits im Weigelith von Ebers-
dorf kennen lernten und Achromait benannten. ;
An Menge gegenüber dem Enstatit zurücktretend, finden wir
u. d. binok. M. zahlreiche Olivine in größeren Kristallen und
serundeten Körnern in dem Enstatit-Aktinolithgewebe verteilt; derselbe
ist teils farblos bis gelblichgrün, durch Verwitterung zitronengelb, voll-
kommen spaltbar nach (010), weniger vollkommen nach (100), er zeigt
als Folge seiner Zerklüftung häufig den schon wiederholt beobachteten
Zerfall in ein kleinkörniges Aggregat, daß dann um so leichter im
Serpentin aufgeht, wobei sich im Anfangsstadium zwischen den Olivin-
körnchen der Serpentin auf Adern hineinzieht. Die zwischen die Enstatit-
und Amphibolkristalle eingeklemmten größeren Olivine werden seitens
der ersteren wiederholt durchschnitten, so daß davon schließlich nur
Zwickel übrigbleiben, was zur Intersertalstruktur führt. —
Die Menge des Magnetis im Weigelith ist größeren Schwan-
kungen unterworfen, in der feinstrahligen und feinkörnigen
Varietät ist sie gering, demzufolge diese auch nur eine schwache
Reaktion auf die Magnetnadel ausübt und bloß einfachen Magnetismus
zeigt, dagegen läßt die grobkörnige Varietät polaren Magnetis-
mus von großer Intensität deutlich erkennen, derselbe wirkt retak-
torisch, an dem einen Ende negativ, an dem anderen positiv, weshalb
man auf die Anwesenheit größerer Mengen von Magnetit schließen
kann, und in der Tat ist die Menge des im Serpentin eingesprengten
Masnetits sehr bedeutend, wie ich mich u. d. binok. M. überzeugte,
er ist in groben Körnern und zahllosen größeren Kristallen der Formen
© 0 » (100) und O (111) überall gegenwärtig. Daß die Menge des
Magnetits mit der fortschreitenden Serpentinisierung steigt, ist leicht
begreiflich, weil das im Enstatit und den Amphibolen anwesende FcO
gleichzeitig mit der Serpentinisierung zu Fe, O0, umkristallisiert.
Der Serpentin im Weigelith besitzt ganz dieselben morpho-
logischen und physikalischen Eigenschaften, wie wir sie an den übrigen
Vorkommen kennen lernten. Der Serpentin erfaßte sowohl den Olivin
als auch den Enstatit; oft sind Kristalle des letzteren frisch erhalten,
jedoch an dem einen Ende bereits zu Serpentin geworden; ebenso
häufig ist vollständige paramorphe Umwandlung der Enstatitkristalle
in schwarz- und ölgrünen Serpentin mit Erhaltung ihrer Textur. Der
Serpentin durchzieht den Weigelith regellos in schwachen Adern;
Regenerationen des dichten Serpentins in Form von Chrysotil
und Asbest auf Klüftchen und Spältchen kommen nur spärlich vor.
Daß sich der Enstatit in dem einen, und zwar vorwiegenden Falle zu
Aktinolith umwandelt, dagegen in dem anderen untergeordneten zu
Serpentin wird, läßt auf einen CaÖhaltigen Enstatit schließen.
Auf verwitterter Oberfläche des Weigeliths tritt die
Mikrostruktur des Serpentins deutlicher hervor, es ist vorwaltend die
bekannte Maschenstruktur des Olivinserpentins, dessen Netzschnüre
aus angereihten Magnetitkörnern und Kriställchen bestehen, während
die Maschen selbst durch schneeweißen Leukophit ausgefüllt er-
scheinen. Das Endresultat dieser Verwitterungserscheinung ist ein
schneeweißer Leukophit, dessen amorphe Sphäroide stets von einer
Magnetitschale umhüllt werden.
120 Franz Kretschmer. [120]
Dünnschliffanalyse des Weigeliths von Weigelsdorf.
Die makroskopische Beobachtung, daß sich das Gestein noch in
einem frischen Erhaltungszustand befindet, wird auch im Dünnschliff
u. d. P.M. bestätigt, Serpentinisierung hat nur in sehr beschränktem
Maße stattgefunden, daher der Serpentin in diesem Falle nur zu den
Nebengemengteilen gezählt werden kann. An der Zusammensetzung
dieses Gesteins beteiligen sich als Hauptgemengteile: Hornblende,
Aktinolith, Enstatit und Olivin, welche alle im Schliffe farblos
erscheinen und der Olivin größere Mengen von reihenförmig ausge-
schiedenen Magnetit umschließt. Wir wollen uns nun die Haupt-
gemengteile näher ansehen:
Die im Handstück smaragdgrüne, im Schlift völlig farblose
Hornblende ohne jeglichen Pleochroismus, ist teils als längere,
teils kürzere Prismen ausgebildet, begrenzt von © P (110) und P»
(100), terminal dachförmig oder aber ausgefasert; ausgezeichnete
Spaltbarkeit parallel (110), häufige Querabsonderung senkrecht c; in
einzelnen größeren Individuen macht sich auch vollkommene Spalt-
barkeit noch (001) mit groben Spaltrissen geltend ; Zwillingsbildungen
noch (100) sehr verbreitet, wobei 2 und 3 Teilindividuen zu einem
Sammelindividuum zusammentreten. Lichtbrechung mittelhoch, Doppel-
brechung stark, und zwar nach Maßgabe der orangeroten und braun-
gelben Interferenzfarben 7—a — 0:030 auf (010) bis 0'016 auf (100),
Achsenebene ist (010), die optische Orientierung ist X c:c — 22% im
spitzen X ß. Dieser Amphibol gehört somit zum Achromait, den
wir bereits aus dem Weigelith von Ebersdorf her kennen; derselbe
ist nach seiner automorphen Gestaltung und nach seinem sonstigen
Verhalten sicher primärer Entstehung.
Der neben der farblosen Hornhlende mit vorkommende gleich-
falls farblose Aktinolith ist durch seine ungewöhnlich langen und
schlanken sowie quer abgesonderten Prismen charakterisiert, terminal
lanzettförmig zugespitzt, schilfig, stengelig aggregiert und vollkommen
spaltbar noch © P (110) markiert durch überaus feine Spaltrisse,
Zwillinge nach (100) häufig; seine Lichtbrechung ist mäßig n —= 1'62,
die Doppelbrechung stark, und zwar nach Maßgabe der grünen und
blauen Interferenzfarben 7—r. = 0'026 auf (010) bis 7—ß = 0'020 auf
(100); Achsenebene ist (010) die optische Orientierung, d. h. die
Auslöschungsschiefe in mehreren Schnitten gemessen, ergab als Mittel-
wert Xc:c = 14°im spitzen Winkel ß. — Der Aktinolith ist zweifel-
los sekundär aus dem Enstatit entstanden, und zwar erfolgte
die Umwandlung allmählig von innen nach außen, so daß der Kern
bereits Aktinolith, die Hülle noch aus Enstatit besteht; oder wir
können die lamellare Durchdringung von Enstatit mit Akti-
nolith beobachten; oft ist der Kristall an einem Ende noch Enstatit,
am anderen Ende bereits zu Aktinolith geworden. Was jedoch unser
besonderes Interesse fesselt, ist die Tatsache, daß wir außerdem in
den langgestreckten prismatischen Kristallen des Aktinoliths die
Diallaglamellen des Enstatits wiederfinden, welche den
nachhaltigsten Widerstand der Amphibolitisierung entgegensetzen. Daß
es sich tatsächlich um Diallaglamellen handelt, beweist die verschie-
[121] Der metamorphe Dioritgabbrogang im Schnee- und Bielengebirge. 121
dene Auslöschungsschiefe, welche im Aktinolith e : c = 14° im spitzen
Winkel ß, beim Diallag X ce :c = 43° im stumpfen Winkel ß beträgt.
Die Auslöschung des monoklinen Pyroxens erfolgt für zwei alternie-
rende Lamellen gleichzeitig, was durch ihre Zwillingsstellung
bedingt ist. Bei der in Rede stehenden Umwandlung hat sich der
Aktinolith die langprismatische Gestalt des Enstatits bewahrt; derselbe
gehört wohl nach seiner Entstehung zu den pneumatolytischen Nach-
und Umbildungen. —
Die in größerer Zahl im Gestein vertretenen Olivine (siehe
Fig. 17) sind teils große unregelmäßige Individuen ohne kristallo-
graphische Begrenzung, teils weist ihre allgemeine Gestalt auf die
Fig. 17.
Großer Olivin nach (100) aus Weigelith.
Kombination Po (110). o P& (010) und 2 P& (021) hin, welche
in der Regel infolge Maschenstruktur in eine große Menge frisch er-
haltener kleiner Olivinkörner aufgelöst sind, zwischen welch letzteren
sich die Magnetitschnüre und querfaseriger Chrysotil hindurch-
ziehen. Aus der Anordnung der Maschen erkennen wir, daß der
Olivin vollkommene Spaltbarkeit nach (010) und eine weniger an-
haltende nach (100) besitzt; außerdem bemerkt man zahlreiche grobe
Quersprünge, welche Zerklüftung bei fortgesetzter Serpentinisierung
sich immer dichter verästet. Der Olivin ist im Handstück gelbgrün,
im Schliff farblos, seine Lichtbrechung ist stark, daher deutliches
Relief und runzelige Oberfläche sowie dunkle Ränder auch der frischen
Olivinkörner, die Doppelbrechung ist stark 7—a = 0'036, daher die
Interferenzfarben dunkelviolettrot und lebhaft orangegelb bis orange
I. Ordnung in Basisschnitten, dagegen auf (100) und (O10) wesentlich
niedrigere Exponenten mit gelben und grauen Interferenzfarben am
Anfang I. Ordnung; Achsenebene ist (001), die Brachydiagonale «
Jalırbuch d. k. k. geol. Reichsanstalt, 1917, 67. Band, 1. Heft. (F. Kretschmer.) 16
122 ° Franz Kretschmer. [122]
spitze Bisektrix und optische Achse c, es ist demnach die optische
Orientierung a —= c,b=a, c=b, daher der Olivin optisch positiv.
— Außerdem ist an unserem Olivin magmatische Korrosion
deutlich zu beobachten, die Kristalle erscheinen jedoch lediglich an
der Peripherie mehr oder weniger wieder aufgelöst, also diese Er-
scheinun® nicht jene Intensität erreicht, wie wir sie am Enstatit der
anderen Vorkommen sehen.
Als Einschlüsse des frischen Olivins sind anzuführen :
langleistenförmige Kristalle des Enstatit, und zwar teils homogen, teils
mit Diallaglamellen verwachsen, gleichwie solche von dem obeü
beschriebenen Aktinolith, welche den Ölivin spitzeckig durchscheiden.
Der im Schliff völlig farblose Enstatit zeigt speziell in diesem
Gestein automorphe Gestaltung, wie seine mannigfaltigen ma-
kroskopisch beobachteten Formen lehren, welche auch zum Teil
u. d. P. M. bestätigt werden; seine langgestreckten dünnen pinakoi-
dalen Prismen sind im Dünnschliff dominierend, die meist an den
Enden pyramidal begrenzt oder aber büschelig ausgefasert sind, außer
Fig. 18.
Basisschnitte des Enstatit.
dem herrschenden (100).(010) kommt hier auch © P (110) selb-
ständig vor, was selten; mit ausgezeichneter prismatischer Spaltbarkeit
und Teilbarkeit nach (100) (siehe obenstehende Skizze, Figur 18),
welche zusammen die Feinfaserigkeit bedingen, häufig wiederholt ist
Querabsonderung senkrecht c, markiert durch grobe Spaltrisse. Die
Lieht- und Doppelbrechung ist genau dieselbe, wie wir sie beim En-
statit der Marchite und Lherzolithe auf unserem Zuge festgestellt
haben. Genau wie in den letzteren beobachteten wir auch im vorlie-
genden Gestein, daß neben dem homogenen Enstatit auch eben-
so viele Schnitte durch die gesetzmäßige lamellare Verwachsung
mit Diallag ausgezeichnet erscheinen, welche vielfach wiederholt
parallel (100) in Zwillingsstellung eingeschaltet sind, wobei diese Diallag-
lamellen in Schnitten nach (100) durch ihre stärkere Doppelbrechung
und in solchen nach (010) durch die schiefe Auslöschung X c:c = 45°
im stumpfen Winkel ß leicht zu unterscheiden sind.
Der Titanit ist nur ein untergeordneter Gemengteil auf ein-
zelne Kristalle und Körner beschränkt und gewöhnlich im Enstatit
eingeschlossen, welche teils unregelmäßige, teils spitzrhombische und
rechteckige Querschnitte darbieten, mit zu den Umrißlinien nicht
parallelen Spaltrissen, charakterisiert durch hohe Licht- und Doppel-
brechung, welche zwischen X Nicols die irisierenden matten Inter-
[123] Der metamorphe Dioritgabbrogang im Schnee- und Bielengebirge.. 193
ferenzfarben hoher Ordnungen hervorbringt. Im Inneren dieser Titanite
bemerken wir opake Körnchen und eine braune Bestäubung, welche
wohl auf Ilmenit als Ursprungsmineral hinweist. Die sonst dem
Enstatit eingeschalteten Ilmenitlamellen fehlen diesem Vorkommen
gänzlich Der Magnetit ist in denjenigen Olivinen, worin die
Serpentinisierung im Anfangsstadium steht, sekundär in Form von
Schnüren, Balken und zusammenbängenden Aggregaten in großer Menge
ausgeschieden.
Die Struktur unseres Gesteines ist wesentlich eine ophitische.
Der Achromait durchschneidet leistenförmig die Olivine und zum
Teil auch die Enstatitaggregate; außerdem scharen sich die Achro-
maite derartig zusammen, daß sie den Olivin rings einschließen oder
der Olivin nur auf die dreieckigen Zwickel zwischen den Amphibolen
beschränkt bleibt, demzufolge die Struktur der ophitischen bei Trapp,
Diabas und Melaphyr vollständig gleichwertig ist, mit der Ausschei-
dungsfolge Achromait, Enstatit, zuletzt Olivin. Diese Struktur läßt
keinen Zweifel darüber aufkommen, daß unsere Weigelithe eruptiver
Natur sind. —
Umwandlungserscheinungen am Weigelith.
Diese erscheinen von den bisher betrachteten Gesteinen auf
unserem Zuge wesentlich verschieden und bewegen sich nach zwei
Richtungen, und zwar hauptsächlich zur Strahlsteinbildung,
untergeordnet auch nach dem Serpentin.
Eine nicht häufig auftretende, jedoch nur u. d. P. M. konstatierte
Umwandlung des Olivins und des Enstatits vollzieht sich in der Weise,
daß es zur Ausscheidung rhomboedrischer Karbonate kommt, und
zwar in meist größeren und unregelmäßigen Körnern und verzahnten
Aggregaten, die wohl dem Magnesit angehören. Derselbe ist im
Schliff völlig farblos, die Lichtbrechung ist für den Strahl ® = 1'7,
für den Strahl e— 1'5, die Doppelbrechung ist sehr hoch —ı. = 0°20-
demzufolge die in diesem Falle lebhaft grünen und purpurnen Inter,
ferenzfarben hoher Ordnung; vollkommen spaltbar nach R (1011) mit
gedrängten und anhaltenden Spaltrissen, jedoch keine Zwil-
lingsbildung, ferner liegt die Auslöschung parallel zu den Spalt-
rissen. Zahlreiche Einschlüsse im Magnesit, sowohl des Olivins,
als auch homogenen Enstatit, sowie Jlamellaren Enstitit-
Diallags belehren uns über den Verlauf der Umwandlungsvorgänge,
denen wir die Anwesenheit des Magnesits unter den Uebergemengteilen
zu danken haben.
Dagegen beginnt die normale Umwandlung der großen Olivine
mit der sekundären Abscheidung des Magnetits, der auf Spaltrissen
und Klüften des Olivins die bekannten Netzschnüre und Balken im
Serpentin liefert oder sich zu großen Körnerhaufen sammelt. Die
Serpentinisierung ist in diesem Gestein auch mikroskopisch nur
auf wenige unregelmäßige Streifen beschränkt und ergreift nach den
großen Olivinen zum Teil auch die Enstatite. Der Serpentin ist
im reflektierten Licht olivgrün, im transmittierten farblos und dessen
Anfangsstadium dadurch charakterisiert, daß derselbe zunächst den
16*
124 Franz Kretschmer. [124]
groben Spaltrissen und der regellosen Zerklüftung im Olivin folgt;
er ist ein querfaseriger Mikrometaxit, der zahllose vielverzweigte
Aeste darin bildet, fast immer mit einer Magnetitschnur im Kern,
was zur typischen Maschenstruktur führt. Durch solchen Prozeß werden
die großen Olivine in ein Aggregat sehr vieler noch frischer Körner
zerteilt, welche aber nach ihrer gleichen Orientierung als zusammen-
gehörig leicht erkannt werden. Selten kommt es zu ausgebreiteten
Serpentinpartien. die sich zu Streifen und Striemen ordnen, solche
mehr oder weniger dicht gestrickt erscheinen, worin mitunter noch
Reste frischer Olivinkörner und Enstatitstengel, beziehungs-
weise Prismen, nebst solchen von lamellarem Enstatit-Diallag
als Einschlüsse in dem Maschengewebe von Serpentin umherliegen
und eine beredte Sprache für die stattgehabten sekundären Um-
kristallisationen führen.
Ein kleiner Teil der sonst unversehrten Hornblende- und Akti-
nolithaggregate läßt lokal eine auffällige Trübung wahrnehmen, welche
sich als Folge ihrer Umwandlung in stark doppelbrechenden Talk
darstellt. —
Verf. hat an Ort und Stelle große Weigelithblöcke gefunden,
die wohl äußerlich mit einer dicken Serpentinrinde überzogen waren,
deren Hauptmasse im Innern jedoch völlig in ein filzigfaseriges
Gewebe von grau- und lauchgrünem Strahlstein nebst se-
kundär ausgeschiedenem Kalzit umgewandelt erschien und das einen
nephritischen Charakter besaß, womit auch die überaus große
Zähigkeit und Verbandsfestigkeit solchen Strahlsteinfelses im
Zusammenhange steht. —
Nach vollendeter Metamorphose zeigen viele Handstufen ein
parallelfaserig gewundenes und welliges Gewebe, be-
stehend aus abwechselnden Faserbüscheln von grasgrünem Aktinolith
(Strahlstein) und seidenglänzendem feinhaarigem Amphibolasbest,
worin sich noch da und dort spärliche Ueberreste des Ursprungs-
gesteins blicken lassen; oder diese Neugebilde erscheinen als ein
verworrenstengliges und divergentstrahliges Gewebe
von grau- und lauchgrünem Aktinolith mit farblosem Tremolit,
beide Mineralien sind an dem charakteristischen Amphibolprisma von
124!/,° leicht erkennbar, auch darin sind spärlich Serpentin und Uleber-
reste des Ursprungsgesteins enthalten; mitunter scheinen die diver-
genten, von einem Zentrum radial ausstrahlenden Aktinolithaggregate
aus prismatischen Stengeln zusammengefügt, welche 25—30 mm groß
gewachsen sind. Solche schöne Strahlsteine verdienen in jeder
Sammlung einen Platz; niemand wird jedoch eine Ahnung davon
haben — daß sie aus dem natürlichen Zusammenvorkommen heraus-
gerissen — von dem Weigelith, beziehungsweise Enstatit abstammen,
denn nichts erinnert mehr an den ursprünglichen Mineralbestand.
Im hohen Grade charakteristisch sind diese Erscheinungen an
solchen Stufen, welche aus olivinreichem Weigelith hervorge-
gangen sind und sich demzufolge als ein eigenartiges Gemenge von
divergentstrahligem Aktinolith nebst krummfaserigem Amphibol-
asbest (beide nach Enstatit) und schwarzgrünem Serpentin (nach
Olivin) darstellen. Der letztere verwittert oberflächlich zu Leuko-
[125] Der metamorphe Dioritgabbrogang im Schnee- und Bielengebirge. - 125
phit, dadurch die typische Maschenstruktur des Olivinserpentins mit
ihren Magnetitschnüren schon makroskopisch zum Ausdruck kommt.
Auch der Strahlstein, beziehungsweise dessen Asbest umschließt
srößere Ilmenit- beziehungsweise Magnetitkörner, welche gern limo-
nitisieren. —
In dieser Reihe sekundärer, neugebildeter Mineralien und Ge-
steine fehlt auch der Chloritschiefer nicht, welcher durch seine
Weichheit auffällt; er ist zusammengesetzt aus einem kleinschuppigen
Aggregat von Chlorit und Talk, darin häufig spärliche Reste von
diechtem, muschligbrechendem Serpentin, eingesprengt mit
Masnetit nebst seltenem Rutil, in der schuppigen Chlorittalkmasse
regellos verteilt sind; sie belehren uns über die Abstammung
dieses Chloritschiefers vom Serpentinfels.
Diese mannigfaltigen Umwandlungsprodukte des Weigeliths er-
innern in vielfacher Beziehung an die Topfsteinstöcke, beziehungs-
- weise, deren peripherische Schalen in der Umgebung von Zöptau,
welche ebenfalls von ultrabasischen Pyroxeniten, beziehungsweise
Amphibololiten abstammen !). Sowie dort, müssen wir auch hier am
Weigelsberge diese durchgreifende Gesteinsmetamorphose auf post-
eruptive Prozesse zurückführen, und zwar zunächst auf pneumatoly-
tische Einwirkungen, welche ihre Tätigkeit noch lange Zeit nach der
Eruption fortgesetzt haben; schließlich waren es Thermalquellen und
deren Dämpfe, welche das Werk der Hydration und Oxydation des
Weigeliths vollendeten. —
Eine vollständige chemische Analyse von dem Weigelith
(Amphibol-Enstatit-Peridotit) liegt leider nicht vor, man beschränkte
sich lediglich darauf, in den Stufen jener grobkörnigen Varietät des
Weigeliths, welche außerordentlich stark aufdie Magnet-
nadel retraktorisch einwirken, die Menge des Eisens zu
bestimmen und fand darin:
Gewichtsprozente
BISEROR VG. N EEE USDERTNEN. 176
Bisenosyanl "ya. ee Ne. PLURAe ebd
Zusammen . . . 940
was einem Gehalt an Magnetit von 8'52°/, entspricht, während der
Rest von Fc,0; — 0'88°%/, an Ilmenit gebunden ist. —
Am Westabhang des Weigelsberges tritt in dem bisher betrach-
teten normalen Weigelith noch ein monokliner, diallagähnlicher
Pyroxen hinzu, welcher stellenweise derartig zunimmt, daß ihm die
Rolle eines wesentlichen Gemengteils zufäll. Das Gestein enthält
hauptsächlich Hornblende und Aktinolith, nebst spärlichem
unversehrt gebliebenem Enstatit und Olivin, welch letzterer von
den beiden ersteren nach allen möglichen Richtungen quer durchsetzt
wird, während der Olivin mit dem Diallag innig verwachsen erscheint.
Es ist nicht ausgeschlossen, daß der Diallag sich auf Kosten des Olivins
!) Fr. Kretschmer: Das metamorphe Diorit- und Gabbromassiy in der
Umgebung von Zöptau. Jahrb. d. k. k. geol. R.-A. 1911, 61. Bd., pag. 115—136,.
126 Franz Kretschmer. [126]
gebildet hat, denn wo der letztere abnimmt, wird er durch Diallag
ersetzt, welcher sich daselbst in Zunahme befindet. — Der letztere
ist mit graugrüner Farbe, durchsichtig, hat ein kleinblättriges Gefüge
parallel der Fläche vollkommener Teilbarkeit (100) mit starkem Perl-
mutterglanz, was auf den Bruchflächen des Gesteins einen haibmetal-
lischen Schiller bedingt. —
In diesem Gestein hat die Serpentinisierung im höheren Grade
um sich gegriffen, womit die größere Menge des sekundären, nest-
förmig ausgeschiedenen Chromits im Zusammenhange steht, der
wohl aus dem Chrom- und Eisengehalt des Olivins herstammt. Das
Gestein wäre also nach diesem allerdings nur makroskopischen Unter-
suchungs-Ergebnis als ein halbserpentinisierter diallag-
führender Weigelith zu bezeichnen. —
Nach dem auf den dortigen Steinhalden umherliegenden Material
zu schließen, wird der Weigelith von Weigelsdorf gleich wie der
Lherzolith am Zdiarberg von Pegmatit- und Plagiaplitgängen
durchtrümmert; dieselben führen neben farblosem bis grünlichweißem
Muskovit in Nestern akzessorisch gelbgrünen Malakolith in Körnern,
nebst olivgrünem Biotit und spärlichem Ilmenit in wunderlichen schlak-
kigen Gestalten.
Der Marchitserpentin vom „Steinbüschel“ bei Kratzdorf.
(Enstatit— Diopsid— Serpentinfels.)
Dieses durch seine schönen und großen Enstatite bemerkens-
werte Vorkommen liegt im sogenannten „Steinbüschel* bei Ober-
Kratzdorf. Man gelangt auf dem kürzesten Wege dahin, wenn man
bei der sogenannten Krockereibrücke unterhalb Mähr.-Altstadt die
Graupatalstraße auf dem Feldwege gegen Öber-Kratzdorf verläßt, in
ungefähr 1 km Entfernung. Hier liegt der Serpentin in großen Fels-
blöcken auf den Feldrainen, Feldwegen und „Steinrücken“ umher,
während am Steinbüschel selbst der Serpentin einer
richtungslos und stark zerklüfteten Felsmasse zutage
ansteht, auf welcher mehrere kleine Steinbrüche seinerzeit in Arbeit
genommen wurden, seither aber wieder still stehen. Nach diesen Auf-
schlüssen ergibt sich, daB der Serpentinfels eine parallel
zum allgemeinen Streichen ungefähr 1 h gestreckte
stockförmige Masse bildet, deren Länge nach dieser Richtung
ungefähr 300 »m, die Breite senkrecht dazu zirka 150 m beträgt. Der
gedachte Serpentinstock wird im Liegenden und Hangenden von dem
daselbst herrschenden Gneisglimmerschiefer rings um-
schlossen, dessen Streichen im Liegenden mit 1 h, das Einfallen
19 h unter X 80° observiert wurde. Im nahen Hangenden ziehen
die Amphibolite unserer gangförmigen Dioritgabbro-
zone vorbei, während die Gneisglimmerschiefer seiner Schiefer-
hülle zuzuzählen sind. Diese Lagerungsverhältnisse lassen den dia-
trematischen Charakter auch dieses Serpentinstockes erkennen.
Es ist dies eine Durchschlagsröhre im Gneisglimmerschiefer, welche
vom Liegenden des großen Dioritgabbroganges ausgeht und als ein
1 27] Der metamorphe Dioritgabbrogang im Schnee- und Bielengebirge. 197
ultrabasischer Nachschub des dioritisch-gabbroiden Stamm-
magmas aufzufassen ist. —
Der dichte schwärzlichgrüne Serpentinfels von mattem
Wachsglanz und von unebenem bis spliterigem Bruch umschließt häufig
zahlreiche, lokal gut ausgebildete Reste von Enstatit, davon ein
Teil zu Bastit umgewandelt erscheint, dagegen sich der Diopsid
nur als ein mikroskopischer Gemengteil darstellt. —
Der Enstatit häuft sich oft derartig an, daß der Serpentin
nur noch eine Art Zwischenklemmungsmasse zwischen dem Enstatit
ausmacht. Die stark perlmutterglänzenden Enstatitkristalle sind lang-
säulenförmig, teils einfache Kristalle, mitunter knieförmige, meist
kreuzförmige Zwillinge, als Seltenheit kommen auch sternförmige
Zwillingsgebilde vor. Die Kristalle werden auch hier von © Po (100)
. © P% (010), teils ohne deutliche terminale Flächen, teils mit deut-
lichen pyramidalen Endflächen begrenzt, ausgezeichnete Spaltbarkeit
nach (110) und nach (100), welche Hauptablösungsfläche durch metall-
artigen Perlmutterglanz auffällt. Die knie- und kreuzförmigen Zwil-
linge folgen mehreren Gesetzen, und zwar nach P& (Oll), ferner
2/; P%& (023) und 2 P& (021), wobei sich die Hauptachsen der In-
dividuen unter X 60° 48°, beziehungsweise 42% 44’ und endlich 82° 30’
schneiden. Die Kristalle haben gewöhnlich eine Länge von 25—30
und 35 mm, dagegen die Dicke nur 4—8 mm mißt. Die Längsschnitte
sind parallel c gestreift und faserig, was auf zahllose in der Längs-
richtung verwachsene Stengel zurückzuführen ist, als Folge der Spalt-
barkeit parallel (110). Die Kristalle sind häufig gebogen, zuweilen
auch nach dem flachen Doma zerbrochen und danach ver-
schoben; ihre Farbe ist im reflekt. Licht grünlichweiß, auch gelb-
lichgrün, im transmitt. weingelb und farblos durchsichtig bis halb-
durchsichtig. (Siehe umstehende Abbildung 19.)
Umwandlung des Enstatits in Bastit ist eine lokal häufig wieder-
kehrende Erscheinung, dabei sich auf der Hauptablösungsfläche nach
(100) zunächst ein verminderter Schiller und Perlmutterglanz zeigt,
welcher durch Glasglanz ersetzt wird, die grünlichgraue Farbe des
Enstatits geht in Elfenbeingelb über, wird schließlich blutrot von dem
zu Hämatit oxydierten Eisengehalt herrührend; mitunter ist der
Bastit innen noch graugrün, außen mit einem blutroten Rand umsäumt;
dabei bleibt die Spaltbarkeit nach (100) noch erhalten, dagegen die-
jenige nach (110) vermißt wird; außerdem ist eine Querabsonderung
nach (001) deutlich und steht mit der Zwillingsbildung nach !/, Po
(104) im Zusammenhange. — Auf den letztgenannten Spaltrissen findet
in der Regel die Einwanderung des Serpentins in Form von Lamellen
statt. — Die Bastite haben unter Verwitterung und Korrosion
stark gelitten, so daß die kanalförmigen und sonstigen Hohlräume
zwischen den Stengeln und Blättern mit massenhaftem Hämatit und
Limonit erfüllt sind und worin man noch Reste von frischem Magnetit
erblickt. Diese Verwitterungsprodukte lassen auf einen eisenreichen,
dem Bronzit nahestehenden Enstatit schließen, im Gegensatze dazu
sind die eisenarmen Varietäten noch frisch erhalten. Hier und dort
kann man beobachten, daß der Bastit mit dem Enstatit verwachsen
und durch Uebergänge verknüpft ist. — Die Bastitbildung ist lediglich
128 Franz Kretschmer. [128]
und insbesondere auf der Oberfläche des Kratzdorfer Marchits ver-
breitet, sie hört tiefer nach dem Gesteinsinnern allmählich auf. —
Gewisse Varietäten des Kratzdorfer Marchitserpentins enthalten
neben spärlichem Chromit eine Unmenge von Körnern und Kristallen
Fig. 19.
Enstatite aus dem Kratzdorfer Marchitserpentin.
——
35 "Mm
Gebogener Kristall.
Zerbrochener und verschobener Kristall.} .
Berührungs-Zwilline. Sternförmiger Zwilling.
oO o oO [e}
des Magnetits, womit sie mehr oder weniger gespickt sind, dem-
zufolge das Gestein nicht nur einfachen Magnetismus zeigt, sondern
im hohen Grade polarmagnetische Eigenschaften besitzt.
Mitunter beobachtet man direkte Umwandlung des Enstatits in
Talk, welche von der Hauptablösungsfläche (100) aus erfolgt, wo sich
seine stark perlmutterglänzenden Schuppen ausbreiten und allmählig
die Enstatitkristalle und deren Aggregate ergreifen,
[129] Der metamorphe Dioritgahbrogang im Schnee- und Bielengebirge 129
Auch der Kratzdorfer Marchitserpentin bedeckt sich durch Ein-
wirkung der Atmosphärilien mit einer weißgrauen, 3 bis 10 mm dicken
Verwitterungsrinde, die vorwaltend aus einem schneeweißen
Mineral besteht, das dem Leukophit nahestehen dürfte, unter-
geordnet hellgelblichen blättrigen Talk führt, nebst einer großen
Menge darin ausgeschiedenen Magnetits.
Dünnschliffe des Kratzdorfer Marchitserpentins.
Entgegen dem makroskopischen Befunde sehen wir in den
Schliffen des Gesteins vom „Steinbüschel“, daß es in einer weiter fort-
seschrittenen Umwandlung zu Serpentin als zu erwarten war, weil die
Schliffe zu wenig frisch erhaltene Gesteinspartien getroffen hatten. Trotz-
dem ist auch in diesen unvorteilhaften Schliffen die Menge der langpris-
matischen Enstatitkristalle und seiner Körner nicht unbeträcht-
lich und ist es gelungen, die oben im makroskopischen Teile beob-
achteten knie- und kreuzförmigen sowie sternförmigen Zwillings-
bildungen des Enstatits auch im Dünnschliff mit Hilfe ihrer Aus
löschung zu entziffern. Ein auffällig großer Teil des Enstatits ist
parallel (110) mit zahlreichen Lamellen von Ilmenit durch-
wachsen, welche bald ziemlich dick sind, bald zu großer Feinheit
herabsinken. In den Schnitten des Enstatits nach (OL0) ist wahrzu-
nehmen, daß derselbe auch hier von zahlreichen dünnen und genau
parallelen Lamellen des Diallags verwachsen ist, an welchem die
Auslöschungsschiefe gegen die Lamellentrasse c:c X—=41° im stumpfen
Winkel 8 gemessen wurde. Weit zahlreicher sind jedoch jene Schnitte
des Enstatits nach (100), die alsdann mit Diallaglamellen in großer
Menge polysynthetisch verwachsen sind und darin beide Mineralien
gleichzeitig und gerade auslöschen. In diesem Falle sehen wir, daß
die Lamellen sehr ungleich breit und absätzig verlaufen, bald mehr-
fach verbogen und nach Art der perthitischen Verwachsung des
Orthoklases spindelförmig und geflammt erscheinen. Die Diallag-
lamellen unterscheiden sich jedoch durch deren höhere Doppel-
brechung, deshalb ihre lebhaft grünen und violetten Interferenzfarben
in auffälliger Weise erglänzen. Mikroklinähnliche Gitterwerke
fehlen auch diesem Vorkommen nicht, die dadurch entstehen, daß sich
Diallaglamellen parallel zur Basis (001) des Enstatit einlagern und
an der viel stärkeren Doppelbrechung leicht zu unterscheiden sind,
denn die Diallaglamellen liegen mit ihrem (010) in der Ebene von
(100) des Enstatits. Solche lamellare Strukturen des Enstatits erinnern
lebhaft an ähnliche Strukturen der Feldspatgruppe.
Als zweites Hauptgemengteil ist auch im vorliegenden Gestein
der Andiopsid zu betrachten, derselbe ist entweder selbständig
ausgeschieden oder er erscheint mit dem Enstatit zu richtungslos
körnigen Gesteinspartien verbunden, gegen welche der Serpentin
zungen- und buchtenförmig vordringt. Unser Diopsid läßt auch in
diesem Gestein prismatische Spaltbarkeit, beziehungsweise Feinfaserig-
keit parallel © sowie da und dort Blättrigkeit erkennen, seine Farbe
im Schliff ist grünlich, der schwache Pleochroismus eben noch wahr-
nehmbar, a=c grünlich, b gelblich bis farblos; Lichtbrechung höher
Jahrbuch d.k.k. geol. Reichsanstalt, 1917, 67. Band, 1. Heft. (F. Kretschmer.) 17
130 Franz Kretschmer. [130]
als im Enstatit; Doppelbrechung auf (010) —a = 0'030, daher die
reingelben Interferenzfarben ; die Auslöschungsschiefe auf Schnitten
nach /010) X c:c = 38° im stumpfen Winkel ß. Der Diopsid ist nur
xenomorph, Zwillingsbildungen nach (100) keineswegs selten.
Wodurch unser Andiopsid auch im vorliegenden Falle unser
Interesse fesselt, ist seine polysynthetische Verwachsung mit Diallag-
lamellen, die parallel (110) einge:chaltet sind und mit dem Diopsid
auf (010) parallel unter X 38% auslöschen, ihre Doppelbrechung ist
auf (010) —a —= 0 024 bis 0:020 herab, daher die leuchtenden grünen
und violetten Interferenzfarben. — Außer den Diallaglamellen wurden
darin auch Lamellen des Enstatits erkannt, wobei (010) der
Diopsid parallel (100) des Enstatits liegt, welch letzterer sich durch
seine niedrigere Doppelbrechung mit matten graublauen Interferenz-
farben, von dem höher doppelbrechenden Diopsid mit intensiv leuch-
tenden Interferenzfarben scharf abhebt und außerdem auf (010) durch
die gerade Auslöschung des ersteren und die schiefe des letzteren
gut zu unterscheiden ist. — Endlich ist dieser ausgezeichnet lamellare
Andiopsid überdies fast stets polysynthetisch mit dicken oder dünneren
Lamellen des Ilmenit verwachsen, welche gleich den Enstatit-
lamellen ebenfalls parallel (100) eingeschaltet sind. Gedachte überaus
charakteristische Lamellenstruktur des Andiopsid zeigt mithin auf-
fällige Analogien zwischen der Pyroxen- und Feldspatgruppe, was ins-
besondere von der Perthitstruktur gilt.
Erscheinungen magmatischer Resorption sind insbesondere
an dem frühzeitig ausgeschiedenen Enstatit zu beobachten und sehr
verbreitet; seine Individuen sind oft stark abgenagt und verstümmelt,
gegen welche überall das Wachstum des Diopsids fortschreitet und
damit im Zusammenhange steht die innige Verwachsung dieser beiden
ursprünglichen Komponenten.
Von ganz besonderem Interesse sind nun jene Schnitte des En-
statits nach (100), auf welchem sich die bekannten mikrolithischen
Interpositionen ausbreiten, von deren Auftreten die nebenstehende
Abbildung 20 ein naturgetreues Bild liefert. Dieselben erzeugen den
metallartigen Perlmutterglanz auf der Fläche vollkommener Teilbarkeit
(100) und besitzen die ebenfalls in nebenstehender Abbildung 20 ver-
zeichneten Querschnitte. Die überaus winzigen, stark glänzenden
unter X Nicols gelbbraunen bis haarbraunen Kriställchen werden erst
bei stärkster Vergrößerung erkennbar und sind dann vollständig farblos,
die Licht- und Doppelbrechung erreicht den höchsten Wert, welcher
bei gesteinsbildenden Mineralien vorkommt, daher das hohe Relief, die
runzelige Oberfläche und die starke Totalreflexion; ihre Formen sind
teils spitzrhombisch, teils leistenförmig mit beiderseitiger Zuschärfung,
wie wir sie am Titanit kennen, teils quadratische und zugerundete.
An derlei vereinzelten Schnitten wurde Zonarstruktur in sehr hohen
Interferenzfarben beobachtet. Gedachte Mikrolithe sind, wie die Abbil-
dung 20 darstellt, in Form von Maschen auf (100) verteilt, welche letz-
tere zentral, zerhackte und skelettartige Ilmenitreste beherbergen und
über die stattgefundenen Umwandlungsvorgänge keinen Zweifel übrig
lassen, dem zufolge die gedachten Mikrolithe aus sekun-
därem Titanit bestehen, der sich aus den Lamellen des
[131] Der metamorphe Dioritgabbrogang im Schnee- und Bielengebirge. 131
dem Enstatit eingeschalteten Ilmenits gebildet hat;
ein in der Gesteinswelt sehr häufig wiederkehrender Umwandlungs-
prozeb. —
Auf einem dergleichen Schnitte des Diopsids nach (100)
verbreiten sich folgende mannigfaliige Umwandlungsprodukte des
Ilmenits, zu deren Aufhellung stärkste Systeme nötig sind, und zwar:
Fig. 20.
Titanitlamelle im Enstatit.
Schnitt nach (100).
Serpentin dicht.
Magnetitschnüre.
> Metaxit.
Titanit-
: maschen mit
Ilmenitkern.
>
>
wo.
Titanitmikrolithe-
} Titanıt-
| maschen mit
4
u.
>
sep
>
USER
er
Imenitkern.
Magnetitschnüre.
farbloser Titanit mit seinen quadratischen, spitzrhombischen und
leistenförmigen, beiderseits zugespitzten Durchschnittsformen, ferner
honiggelber bis fuchsroter Rutil, teils lJangleistenförmig, teils regellose
Lappen und Körnerhaufen und endlich Anatas in kleinsten tiefdunkel-
blauen, schwach pleochroitischen Pyramiden, es sind dies durchwegs
Titanmineralien von stärkster Licht- und Doppelbrechung, mit hohem
Relief, runzliger Oberfläche und starker randlicher Totalreflexion,
welche den starken metallartigen Perlmutterglanz auf
(100) bedingen. Im Zentrum dieser Umwandlungsprodukte finden
wir auch hier zahlreiche Reste des ursprünglichen Ilmenits in rektan-
gulären Formen und staubartigen Körnern verteilt.
Auch der Serpentin des in Rede stehenden Gesteins zeigt
das Bild ausgezeichnete Aggregatpolarisation in einheitlichen grau-
blauen Interferenzfarben, die Lichtbrechung ist die des Kanadabalsams
17*
132 Franz Kretschmer. [132]
n — 1:54, die Doppelbrechung 7—x = 0'005. Betreffend seine
Mikrostruktur ist zu bemerken, daß diese entsprechend dem Enstatit-
serpentin vorherrschend klein- und engmaschig gestrickt erscheint,
die Stränge und Balken bestehen aus isotropem Serpentin, diese
bilden mit und ohne Magnetit das Netz, dagegen werden die Maschen
meist durch parallelfaserigen Metaxit ausgefüllt, zurücktretend ist
die Menge jenergewöhnlichrunden Maschen, welche radialfaserigen,
konzentrisch schaligen, auch wirrfaserigen Pikrolith enthalten, beide
letztere stellen jene Ellipsoide und Sphäroide des Leukophits dar,
welche infolge Verwitterung deutlicher hervortreten und makroskopisch
sichtbar werden.
Im Metaxit ist die Faserachse Richtung der kleinsten Elasti-
zität, daher die Auslöschung parallel und senkrecht zu den Fasern
erfolgt. In fast sämtlichen Schnitten des Enstatits und Diopsids kann
man das buchten- und zungenförmige Vordringen des Serpentins von
den Rändern aus, als auch auf Spaltrissen der Muttermineralien
verfolgen, so wie man häufig inmitten der letzteren Schnitte Pikrolith-
und Metaxitmaschen bemerkt. — Regnerationen des Serpentins zu
Chrysotil scheinen diesem Vorkommen zu fehlen, so wie auch Talk-
bildung nur im beschränkten Maße nachweisbar ist. Olivin und Feld-
späte konnten nicht nachgewiesen werden. —
Weigelith als Schlieren am Südwestende des Marchit-
serpentinstockes bei Kratzdorf.
Am südwestlichen Ende unseres Serpentinstockes am „Stein-
büschel* stieß Verf. auf große Blöcke eines frischen, schwarz-
grauen, wenig serpentinisierten Gesteins, worin der En-
statit meist in blätterigen Aggregaten ausgebildet erscheint,
welche zufolge ihres metallartigen Perlmutterglanzes auf der Blatt-
fläche = (100) in der übrigen Gesteinsmasse scharf aufblitzen und
in letzterer gleichwie porphyrisch ausgeschieden sind. Daneben kann
makroskopisch kein anderer Hauptgemengteil festgestellt werden,
außer dem sekundär neugebildeten Serpentin, welcher das andere
überwuchert. — Der herrschende Enstatit ist in diesem Falle von
sraugrüner Farbe, und nach (100) ausgezeichnet parallelblätteriger
Struktur, seine Individuen liegen teils parallel, teils kreuz und quer
unter sich und mit den anderen unbestimmbaren Komponenten ver-
wachsen; unmerklich verlieren sich die gedachten Komponenten im
Serpentin dergestalt, daß das eine Ende der Blätteraggregate noch
als Enstatit erhalten ist, das andere Ende bereits im Serpentin
untertaucht. Chromitaggregate sind relativ selten in diesem frischen
Gestein.
Nach dem Dünnschliffbilde u. d. P. M. erkennen wir
alsbald, daß es sich um einen vielseitigen und mineralreichen Peri-
dotit handelt, der uns in instruktiver Weise die mannigfaltige
Spaltungsfähigkeit des ultrabasischen Magmas vor Augen führt. Es
liegt ein hypidiomorphkörniges Gemenge folgender prismärer Haupt-
gemengteile vor, und zwar Olivin, Enstatit und Hornblende
(Achromait), wozu sich als akzessorische Gemengteile gesellen: Pleo-
[133] Der metamorphe Dioritgabbrogang im Schnee- und Bielengebirge. 133
nast, Chromit, Ilmenit und Magnetit, sekundär neugebildete Akti-
nolithaggregate und einzelne Kalzite. Obwohl das Gestein
makroskopisch frisch erscheint, ist dessenungeachtet ein Teil des
Olivins bereits der Serpentinisierung zum Opfer gefallen, so daß
Serpentin immerhin einen solchen Anteil an der Gesteinszusammen-
setzung hat, der ihn jedem anderen Hauptgemengteil gleichstellt.
Wir wollen nun die Reihe der Komponenten näher beleuchten:
Der Olivin ist zumeist in Form gerundeter, nach der Quer-
fläche längsgestreckter Körner, beziehungsweise tafeliger
Individuen ausgebildet, die Querschnitte besitzen zwei aufeinander
senkrechte Spaltrichtungen, und zwar parallel (010) und (001) markiert
durch grobe Spaltrisse, dazu kommen in manchen Schnitten zahllose
Sprünge. Deshalb sind die meisten Olivinindividuen in einen Grus
zahlloser kleinster Körner aufgelöst, die stets eine durch ganze Indi-
viduen gleiche optische Orientierung haben. Spaltrisse und Sprünge
bilden endlich ein vielverzweigtes Geäder, worin da und dort gelb-
brauner Titanolivin einwandert oder sich Magnetitschnüre mit
querfaserigem Chrysotil verbreiten. Im Schliff ist der Olivin völlig
farblos oder aber durch Erze, insbesondere COhromit schwarz be-
stäubt; Lichtbrechung zufolge des hohen Reliefs und der runzeligen
Oberfläche bedeutend » — 1'68, Doppelbrechung auf Basisschnitten
—a — 0'036 nach den dunkelrotvioletten Interferenzfarben an der
unteren Grenze der II. Ordnung zu schließen.
Der Enstatit besteht teils aus einzelnen besonders großen
unregelmäßigen Körnern, teils aus kleinkristalligen Aggregaten, aus-
gestattet mit vollkommener Teilbarkeit (Blätterigkeit) nach (100) und
gleichvollkommener Spaltbarkeit nach (110), wie wir uns an zahl-
reichen Basisschnitten überzeugen können; zuweilen entwickelt sich
speziell in den kleinen Kristallen Faserung; auch zeigt der Enstatit
zumeist die wiederholt erwähnte charakteristische Krümmung
und Torsion seiner Individuen, verknüpft mit starker undulöser
Auslöschung. Im Schliff völlig farblos, Lichtbrechung schätzweise
n = 1:67; Doppelbrechung auf (010) y—a = 0'010, daher die gelb-
lichweißen bis strohgelben Interferenzfarben. —
Verwachsungen des Enstatits: Während einzelne Schnitte
fast gar keine lamellare Verwachsung mit Ilmenit darbieten, enthalten
andere zahlreiche Ilmenitlamellen, welche stets parallel den
Spaltrissen nach (100) liegen. Dagegen sind die meisten großen
Enstatitschnitte mit Lamellen des Diallags erfüllt, manche sind
damit geradezu gespickt; ihre Breite und Anzahl nimmt derartig zu
daß schließlich der Diallag vorherrscht. Die Diallaglamellen
sind parallel den Spaltrissen nach (110) eingeschaltet, dergestalt daß
auf Schnitten nach (100) des Enstatit, beide Mineralien gerade aus-
löschen, jedoch durch das Maß der Doppelbrechung unterschieden
sind, dagegen auf (010) löschen die Lamellen des Diallags schief aus,
und zwar wurde der Xe:c= 41-—43° im stumpfen Winkel ß ge-
messen. Die Auslöschung erfolgt zumeist symmetrisch nach den beiden
Seiten von (010) aus, so daß die Lamellen in Zwillingsstellung sich
befinden. Zahlreiche Schnitte des Enstatits enthalten noch ein zweites
Lamellensystem von Diallag, quer zur Prismenachse einge-
134 Franz Kretschmer. [134]
schaltet, und zwar derartig, daß plagioklasähnliche Gitter-
werke (gleichwie nach Albit und Periklingesetz) entstehen; dabei
fällt (010) des Enstatits mit (010) des Diallags zusammen und alsdann
in derlei Schnitten die Diallaglamellen schief auslöschen. An der-
gleichen letztgeschilderten Schnitten der großen Enstatite ist außer-
dem eine breite Zwillingslamellierung nach dem altbekannten
Gesetz '"/;, P% (104), welche sich jedoch als eine Druckerscheinung
zu erkennen gibt. —
Die als Hauptgemengteil im Gesteinsgewebe vertretene Horn-
blende (der Var. Achromait) ist meist automorph, und zwar in bald
kleinen, bald bis 1Omal und darüber größeren Kristallen ausgebildet,
so wie auch kleine unregelmäßige Körner nicht fehlen. Die Kristalle
sind vorwiegend von dem einfachen © P (110) begrenzt, an den
beiden Enden von (001) abgestumpft oder dachförmig zugeschärft, bis-
weilen langspitzig ausgezogen; ausgezeichnete Spaltbarkeit nach (110)
ist durch unter dem Winkel 1241/,° sich kreuzenden Spaltrissen in Basis-
schnitten, und parallel geradlinig anhaltend in Längsschnitten sichtbar,
nebst groben oft wiederholten Quersprüngen senkrecht zur Prismen-
achse, insbesondere sind die schlanken aktinolithischen Prismen
häufig quer zerbrochen. Zwillingsbildung nach (100) ist häufig, Schnitte
nach (100) und solche L c lassen oft 2 Hälften verschiedener Aus-
löschung erkennen, die entweder geradlinig begrenzt oder unregelmäßig
durcheinandergewachsen sind, mitunter sind auch. mehrere Individuen
in derselben Weise lamellar verzwillingt. — Im Dünnschliff blaß-
grünlich und farblos ohne Pleochroismus. Lichtbrechung nahezu
gleich derjenigen des Enstatits also n = 1:64, die Doppelbrechung
hoch, und zwar auf (010) y—« = 0'025, daher die grünen und grün-
blauen Interferenzfarben am Anfange der II. Ordnung. Die Aus-
löschungsschiefe ce :c wurde im Durchschnitte zahlreicher Messungen
mit 24° im spitzen Winkel ß ermittelt, womit sich die Hornblende
dem Hastingsit in der Gruppe der Alkaliamphibole nähert und zu
der oben festgestellten Varietät des Achromait gehört; dagegen die
hohe Doppelbrechung auf steigenden Eisengehalt hinweist.
Ein untergeordneter Teil des Amphibols, und zwar die lang-
säulenförmigen, an den Enden lang zugespitzten, teils bereits
faserigen Aggregate desselben, mit hoher Doppelbrechung jedoch
der kleinen Auslöschungsschiefe von X 12°, sind deshalb schon dem
Aktinolith beizuordnen und dürften wohl, wie am Weigelsberge,
sekundär aus dem Enstatit hervorgegangen sein.
Der geschilderte automorphe Achromait findet sich vielfach als
Einschluß inmitten des xenomorphen Enstatits, mit welch letzterem
derselbe vielfach verflochten ist, was zur Implikationsstruktur
führt; dagegen ist derselbe dem Olivin bloß peripherisch angelagert,
selten dringt er in den letzteren ein. Die automorphe Gestaltung
unseres Achromaits ist gewiß ein sprechender Beweis dafür, daB er
zu den primären Komponenten gehört und sich weder auf Kosten
des Olivins noch des Enstatits gebildet hat. Wir erhalten demnach
als Ausscheidungsfolge für unser Randgestein: Erze und
Spinelle, Hornblende, Olivin mit dem Enstatit am Schluß der
Reihe.
[135] Der metamorphe Dioritgabbrogang im Schnee- und Bielengebirge. 135
Der Eisenspinell zeigt selten die Form OÖ (l1l), in der
Regel nur Körner und deren Haufwerke sowie schlauchähnliche
Formen, im Schliff grün, helldurchsichtig, optisch isotrop, die Licht-
brechung hoch n = 1'75, demzufolge dunkle Umrandung und stark
runzelige und rauhe Oberfläche. Jedenfalls ist es wichtig, daß dieser
Spinell aus der Randzone unseres Serpentinstockes herstammt, wo
er unzweifelhaft einen Rest von resorbierten Einschlüssen des Neben-
gesteins darstellt. Der Eisenspinell ist im Enstatit eingeschlossen,
- hingegen die Erze, speziell der Chromit und Magnetit im Olivin und
Enstatit zur Ausscheidung gelangten.
Die bereits eingangs dieses Kapitels erwähnten Kalzitschnitte
sind wohl nur sehr vereinzelt, sind aber gewöhnlich durch Zwillings-
lamellierung nach 1 R (0112) unzweifelhaft als solche charakterisiert;
ihre Gegenwart ist wohl auf aus dem Nebengestein resorbierten
Kalk zurückzuführen ?
Von Neubildungen ist außer dem bereits oben angeführten
Aktinolith nur noch der Serpentin zu erwähnen, der zum kleinen
Teil als Maschenserpentin nach Olivin, teils als Faserserpentin nach
Enstatit und schließlich der Löwenanteil davon als gemeiner Faser-
balkenserpentin im Gestein ausgebildet erscheint,
Auch an anderen Punkten unseres Marchitserpentinstockes bei
Kratzdorf kommen mehr oder weniger frische Gesteine ähnlicher
Zusammensetzung vor, welche als Schlieren-, beziehungsweise als
Randbildungen des Marchits aufzufassen sind. Bezeich-
nend für diese Art der Spaltungsprodukte ist es, daß darin Diopsid
nicht zur Ausscheidung kam, vielmehr Hornblende seine Stellver-
tretung übernimmt. —
Lherzolith-Serpentinfels am „Juristenstein“ bei Mähr.- Altstadt.
Von der Kirche zu Mähr.-Altstadt 0°6 km nordöstlich entfernt, be-
findet sich ein stoekförmiger, mattschwarzer bis schwarz-
grüner, vielfach richtungslos zerklüfteter, teilweise zutage ausbeißen-
der Serpentinfels, im Volksmunde der „Juristenstein“ genannt,
darauf wiederholt Steinbrüche begonnen und wieder eingestellt wurden,
davon zahlreiche Pingen Zeugnis ablegen. Streichen und Verflächen
fehlt der Serpentinmasse, wahrscheinlich ist ein vertikales Einschießen
in die Tiefe; ihre parallel zum allgemeinen Streichen Ih Ogd ad-
justierte Längsrichtung mißt ungefähr 90 m, während die darauf
senkrecht gemessene Breite auf 60 m geschätzt werden kann. Dieser
Serpentinstock hat seine Position ebenfalls im Liegenden des großen
Dioritgabbroganges, welcher daselbst in einer Entfernung von nur
02 km mit seinen dickschiefrigen Dioritbänken vorbeistreicht;
unmittelbar daran stoßen die Sedimentgesteine seiner Schieferum-
wallung, welche in solcher Kontaktnähe zu Biotithornfelsen
umgewandelt sind und von dem gedachten Serpentinfels durchbrochen
werden. Höchst feste massige Hornfelse hat Verf. in großen
Blöcken in der Umgebung des Serpentinstockes und in dem Weg-
einschnitt angetroffen, welcher daselbst nach dem Hüttenberge und
136 Franz Kretschmer. [136]
nach Kronfelstal führt. Eine kontaktmetamorphe Beeinflussung durch
den Serpentinaufbruch ist jedoch hier ebensowenig als an den übrigen
Fundorten wahrnehmbar.
Makroskopisch mit der Lupe sowie an Streupräparaten u. d.
binok. M. bemerkt man in der dichten Serpentinmasse nur
Spuren von Olivin, Enstatit nebst einem makroskopisch diallag-
ähnlichen Mineral. Daneben erscheinen jedoch in manchen
Handsteinen noch guterhaltene Körner und unbestimmbare Kristalloide
von frischem oder halbserpentinisiertem Olivin und Enstatit in
dem herrschenden Serpentin eingewachsen, welch letzterer noch deut-
lich die Maschenstruktur des Olivinserpentins erkennen läßt. Als
Nebengemengteile sind anzusehen: hauptsächlich im Serpentin aus-
geschiedene vereinzelte Nestchen des spärlichen Chromits, ferner
Magnetit in reichlicher auf und ab schwankender Menge eingesprengt,
selten ist Pyrit.
Auf den Gesteinsablösen und den sonstigen Strukturflächen des
Serpentinfelses verbreiten sich häufig breitstengelige Aggregate von
schwärzlichgrünem und grünlichweißem Chrysotil, ähnlich wie von
den Serpentinbrüchen zu Buschin und auf der Goldkoppe bei Nieder-
Eisenberg beschrieben wurde. Oft sieht man einen polysynthetisch
stengeligen Wechsel von schwarzgrünem und weißem Chrysotil. Ein
Teil der mattschwarzen dichten Serpentinmasse läßt häufig jene
stengelig-blätterige bis feinfaserige Struktur des Enstatits erkennen,
aus dem erstere zweifellos entstanden ist. Desgleichen läßt sich die
allmähliche Aufzehrung der Olivinkörner durch ihr Aufgehen im Lher-
zolithserpentin an verschiedenen Stellen deutlich verfolgen.
Die ölgrünen bis weingelben Olivinindividuen lassen sich
durch ihre vollkommene Spaltbarkeit nach (010), ihren Glasglanz und
deren mehr oder weniger fortgeschrittene Auflösung in ein klein-
körniges Aggregat desselben unterscheiden von dem nach (110) voll-
kommen spaltbaren und feinfaserigen, stark perlmutterglänzenden
Enstatit, der außer in Körnern auch in säuligen Kristallen ausge-
bildet ist. Das kleinkörnige Olivinaggregat zeigt zahllose, napfförmig
ausgehöhlte, schwefelgelbe Körner, die oft im Serpentin weit zer-
streut sind und auf größere, früher zusammenhängende Individuen
hinweisen. Große sphäroidisch geformte Olivine sind gewöhnlich bis
10 mm lang, Tmm breit, zum. Teil mit Enstatit verwachsen und er-
scheinen von dunklem Serpentin durchädert, oder Chrysotil ist auf
parallelen Spältchen im Olivin eingewandert. Ein untergeordneter
Teil des Olivins ist nelkenbraun von Brauneisenerz durchzogen,
er ist infolge seiner Umwandlung ebenfalls durchwegs in ein Aggregat
zahlloser löcheriger Körner zerfallen, so daß solcher Olivin dem eisen-
reichen Hyalosiderit zuzuzählen sein dürfte.
Der Diallag kommt in oliven- und lauchgrünen, blätterigen,
bald geradlinigen, bald gedrehten schuppigen Aggregaten vor; auf-
fällig starker metallartiger Perlmutterglanz auf der Fläche vollkom-
mener Teilbarkeit (100) und ist wohl in der Serpentinmasse da und
dort in Ueberresten enthalten. Der vermeintliche Diallag entpuppte
sich jedoch bei der Dünnschliff- Untersuchung als lamellarer
Enstatit-Diallag.
[137] Der metamorphe Dioritgabbrogang im Schnee- und Bielengebirge. 137
Der Gehalt an Magnetit ist Schwankungen unterworfen; es
gibt nämlich Modifikationen, die einen mehr oder weniger starken
Einfluß auf die Magnetnadel ausüben, andere verhalten sich dagegen
infolge Abnahme des Magnetits gänzlich indifferent. —
Auf der Oberfläche und von den Klüften ausgehend ist das
mattschwarzgrüne Gestein mit einer weißgrauen Verwitterungs-
rinde überzogen, dieselbe ist in der Regel 5—10 mm dick und
besteht vorwiegend aus dichtem Weißserpentin, dem sogenannten
Leukophit, mit untergeordneten Aggregaten von feinfaserigem
Chrysotil, blätterigem und stengeligem Talk, ferner finden sich darin
rhomboedrische Aggregate von Magnesit, Relikte von schwarzgrünem
Serpentin und neugebildetem Magnetit zu Maschenschnüren im er-
steren angeordnet. —
Dünnschliffbild des Lherzolith-Serpertinfelses von
Mähr.-Altstadt.
Dieses matt schwarzgrüne und dichte Gestein zeigt zu unserer
Ueberraschung u. d. P. M. zahlreiche und deutliche Ueberreste der
Ursprungsmineralien, welche durch den ganzen Schliff verbreitet sind,.
und zwar finden wir Olivin, Enstatit und Diopsid, welche
sich in richtungslos körniger Struktur an der Zusammeusetzung als
wesentliche Komponenten beteiligen.
Der Olivin ist im Schliff völlig farblos, meist größere und
kleinere Körner, aber auch unvollkommene Kristalle von tafelförmigem
Habitus, zuweilen mit Enstatit innig verwachsen. Berührungs-
Fig. 21.
Olivin mit Diopsidmantel.
(Quersprünge. ---7-
---- Olivin.
Spaltrisse, -- =" Diopsid.
und Durchkreuzungs-Zwillinge nach verschiedenen Flächen; auch
Kristallskelette und Wachstumsformen, wie solche in glasreichen Erguß-
gesteinen vorzukommen pflegen und inRosenbusch’ Physiographie !)
abgebildet sind. Brachypinokoidale Spaltbarkeit nach (010) sehr voll-
kommen durch grobe Spaltrisse markiert, weniger deutlich sind die
!) Band I, 2. Hälfte, 4. Auflage 1905, pag. 155, Textfig. 50.
Jahrbuch d. k. k. geol. Reichsanstalt, 1917, 67. Band, ı. Heft. (F. Kretschmer.) 18
138 Franz Kretschmer. [138]
Spaltrisse parallel zur Basis (001). Unregelmäßige grobe Zerklüftung
sehr verbreitet und mit der fortschreitenden Umwandlung zunehmend.
Hohe Lichtbrechung ungefähr 1'66—1'70 demzufolge das hohe Relief,
welches erst bei stärkerer Kondensorsenkung deutlich wird. Die
Doppelbrechung auf (001) nach Maßgabe der orangegelben Interferenz-
farben II. Ordnung 7— a 0'036, bedeutend niedriger auf (100) und
(010)— 0'007. Die Auslöschungsrichtungen liegen parallel und senk-
recht zu den ungleichwertigen Spaltbarkeiten. — Als Einschlüsse des
Olivins sind zahlreiche Körner und Okaeder von Magnetit zu nennen.
Zahlreiche Olivine zeigen eine interessante peripherische Umwach-
sung mit Diopsid in der Art, wie dies die vorstehende Skizze
(Fig. 21) versinnlicht.
Umwandlung des Olivins zu grünem Serpentin ist eine
allgemeine Erscheinung und führt zur Bildung des Mikrometaxit,
dessen parallele Fasern auf den Kristallumrissen und den Spaltflächen
sowie den sich kreuzenden Sprüngen des Olivins senkrecht stehen,
woraus schließlich die Maschentextur des Olivinserpentins hervorgeht. —
Daneben macht sich im untergeordueten Maße die Umwandlung des
Olivins zu Talk geltend; derselbe erscheint als ein blaßbraunes, über-
aus feinkörniges oder feinfaseriges Mineral, dessen Fasern durch das
ganze Olivinindividuum gehen und auf dessen Umrißlinien senkrecht
stehen, er ist durch die niedrige Lichtbrechung und hohe Doppel-
brechung mit blassen grünlichgelben Interferenzfarben hoher Ordnung
gekennzeichnet. An den Rändern übergeht der Talk in faserigen und
schuppigen Klinochlor mit niedriger Licht- und mittlerer Doppel-
brechung, daher die blaugrünen und gelben Interferenzfarben. Auch
im Zentrum solcher Talkaggregate findet man häufig außer Schuppen
des Klinochlor auch nichtaufgezehrte Olivinreste, welche uns sicheren
Aufschluß geben über den stattgehabten Umwandlungsprozeß. Eine
genaue Identifizierung ergibt, daß das erste Mineral mit dem Mineral Oß
(Stark)!) gleiche optische Eigenschaften hat, welche wohl auf Talk
hinweisen, während das zweite Mineral wegen der mit Pyroxenen
gleich hohen Doppelbrechung richtiger dem Mineral Oy (Stark) bei-
zuordnen wäre. Ueberhaupt sind nicht aufgezehrte Olivinreste durch
den ganzen Schliff verbreitet, ein Beweis für die ursprüngliche starke
Beteiligung des Olivins an der Zusammensetzung unseres Gesteins;
jedenfalls gehört der Olivin zu den Hauptgemengteilen, ist aber zuerst
der Serpentinisierung zum Opfer gefallen und heute nur noch als im
Serpentin zerstreute Ueberreste erhalten.
Der Enstatit gleicht in jeder Beziehung dem bereits früher
geschilderten Vorkommen; er ist teils in langprismatischen Einzel-
Individuen, teils in kreuz- und sternförmigen Zwillingen ausgebildet;
im Schliff ist er völlig farblos und zeigt ausgezeichnete Spaltbarkeit
nach (110); er ist mit vielenLamellen des Diallags verwachsen,
die parallel (100) eingeschaltet sind und die bald auffällig breit, bald
außerordentlich dünn oder ganz fehlen und dann homogenem Enstatit
Platz machen. In solchen Schnitten zeigt der Diallag eine Auslöschungs-
1) M. Stark: Geol.-petrogr. Aufnahme der Euganeen. Tschermaks
Min,-petr,. Mitt. XXVII. Bd. 1908, pag. 410, 416.
[139] Der metamorphe Dioritgabbrogang im Schnee- und Bielengebirge. 139
schiefe X e:c = 39—44° im stumpfen Winkel ß, die Auslöschung
erfolgt öfters symmetrisch nach den beiden Seiten von (010), so daß
sie zueinander in Zwillingsstellung sich befinden, dagegen in Schnitten
nach (100) sich die Diallaglamellen durch ihre weit höhere Doppel-
“ brechung leicht unterscheiden. Schnitte nach (010) zeigen außer den
Diallaglamellen auch solche von Ilmenit, die parallel (100) einge-
schaltet, bald auffällig dick werden, bald zu größter Feinheit herab-
sinken. Diese Lamellensysteme von Enstatit-Diallag-Ilmenit sind oft
vielfach gebogen, seltener geknickt. Perthit- und antiperthit-
ähnliche Verwachsungen von Enstatit und Diallag sind
auch hier vertreten, dagegen scheinen mikroklinähnliche Gitterwerke
zu fehlen. —
Magmatische Resorptionen des vor dem Diopsid ausge-
schiedenen Enstatits fehlen auch diesem Vorkommen nicht, wenn sie
auch nicht jene Verbreitung haben, wie in den anderen Gesteinen
auf unserem Zuge. |
In der Begleitung des Enstatits findet sich zumeist der Andi-
opsid, welcher durch teils grobe, teils überaus feine Faserung und
ausgezeichnete Blätterigkeit charakterisiert erscheint, welch letztere
durch parallel (110) eingeschaltete zahllose Aktinolithlamellen hervor-
gerufen wird. Derselbe ist blaßgrün bis farblos, der Pleochroismus
schwach a=c grünlich, b gelblich bis farblos, seine Lichtbrechung
ist gleich derjenigen des Enstatits, dagegen die Doppelbrechung
wesentlich höher als im Enstatit, den Wert —«=0'030 erreicht
nach Maßgabe der grünen bis violetten Interferenzfarben; die spitze
positive Bisektrix c bildet mit c den X 38° im stumpfen Winkel ß.
Aehnlich wie beim Enstatit finden wir auch im Diopsid Lamellen
von Ilmenit parallel (100) eingeschaltet; diese wandeln sich gern
gleich denjenigen in den Enstatiten in Titanit um und erzeugen dann
den metallartigen Schiller auf (100). Die Menge des Diopsids ist so
groß, daß er wohl als gleichberechtigter dritter Faktor unter den
wesentlichen Komponenten anzusehen ist. Auch im Serpentin noch
kann man im Anfangsstadium an der lamellaren Textur, der höheren
Doppelbrechung die formlosen Kristalloide des Andiopsids deutlich
erkennen.
Eine ziemlich verbreitete Erscheinung ist, daß die auch sonst
im Gestein eingesprengten, mehr oder weniger großen Ilmenite
oder dessenAggregate eine Umwandlung in sekundären Titanit
erleiden und wir können wohl aus der Tatsache, daß sehr viele
Ilmenite nur zum Teil zu Titanit geworden, zentral oder randlich
noch Ilmenit sind, darauf schließen, daß auch der homogene Titanit
auf demselben Wege entstanden ist.
Olivin, Enstatit und Andiopsid sind nur noch in zahlreichen
Zwickeln in dem herrschenden Serpentin erhalten geblieben; in diesen
Zwickeln macht man die Beobachtung, daß die Olivine von Enstatit
und Diopsid eingeschlossen werden, es ist daher die Ausscheidungs-
folge in dem vorliegenden Gestein: Ilmenit und Magnetit, Olivin,
Enstatit und zuletzt Andiopsid.
Im Serpentin sieht man wohl ein kleinmaschiges Netz von
Magnetitschnüren, allein bei der hochgradigen Verdichtung des Ser-
18*
140 | Franz Kretschmer. [140]
pentins in unserem Gestein, bei dessen niedrigster Licht- und Doppel-
brechung und bei dem Umstand, als ein großer Teil der Serpentin-
substanz (die sogenannten Balken) sich isotrop verhält und infolge
Kompensation feinster Fasern im Dünnschliffbilde keine Aufhellung
erzielt wird, so kann man bezüglich unseres Serpentins nur soviel
sagen, daß er eine überaus eng- und dichtgestrickte Maschenstruktur
besitzt, welche durch seine ganze Masse verbreitet ist und zahllose
kleinste Fragmente von nicht aufgezehrtem Olivin, Enstatit und An-
diopsid als Einschlüsse enthält. Von einer rechtwinkligen Gitterstruktur,
welche einen Hinweis auf die rechtwinkelige Spaltbarkeit der Pyroxene
enthalten würde, fehlt jede Spur. Nur in der nächsten Umgebung der
erhalten gebliebenen, richtungslos körnigen Gesteinsanteile von ur-
sprünglichem Olivin, Enstatit und Diopsid läßt unser Serpentin die
normale grobe Maschentextur erkennen, dessen Maschen mit parallel-
faserigem Metaxit erfüllt sind, hauptsächlich auf Olivin, teils auf
Diopsid als Ursprungsmineral hinweisen.
Regenerationen des dichten Serpentins zu Chrysotil, der
durch seine höhere Doppelbrechung Y— «a —= (0'010 und feinfaserige
Textur unterschieden ist, kommen im Schliff nur sporadisch vor.
Hervorzuheben ist gegenüber den später zu besprechenden Vor-
kommnissen der gänzliche Mangel an Feldspäten, durch welche die
Uebergänge in Gabbro vermittelt würden. —
In einem Gesteinsblock unseres Lherzolithserpentins am Juristen-
stein vermehren sıch die Reste von Enstatit (nebst Enstatit-Diallag),
Olivin und Diopsid derartig, daß wir in solchem Gestein einen
wenig veränderten körnigen Lherzolith vor uns haben und
darin das Ursprungsgestein unseres Lherzolithserpentins erkennen, in
welchem der Serpentin noch nicht überhand genommen hat, vielmehr
noch an zweiter Stelle steht. Den stark perlmutterglänzenden
und blätterigen Enstatit-Diallag dieses Gesteins hält man
makroskopisch für echten Diallag, bis der Dünnschliff u. d. P. M.
die Entscheidung bringt, daß tatsächlich ein lamellarer Enstatit-Diallag
vorliegt.
In einem anderen Gesteinsblock wurde eine solche Zusammen-
setzung wahrgenommen, wie wir sie am Weigelith von Kratzdorf
kennen gelernt haben, darin der lamellare Enstatit-Diallag
vorherrschend zu sein scheint und wozu sich Olivin und Horn-
blende (Var. Achromait) gesellt, jedoch so daß den beiden letzteren
Komponenten die Rolle von Nebengemengteilen zufällt; Serpentini-
sierung hat darin nur im beschränkten Maße stattgefunden, was bei der
Widerstandsfähigkeit des Enstatit-Diallags und der Hornblende leicht
begreiflich ist; wir müssen demzufolge dieses Spaltungsprodukt des
Altstädter Lherzoliths als Weigelith bezeichnen. Wir werden des
weiteren zu der Annahme genötigt, daß der Lherzolith am Juristenstein
ebenfalls Schlieren, beziehungsweise Bänder von Weigelith in
den Gesteinsverband aufnimmt. — Der lamellare Enstatit-Dial-
lag ist vorwiegend grünlichweiß und grünlichgrau, im Durchfallicht
farblos; seine in Form von Körnern und Leisten ausgebildeten Ag-
gregate besitzen stets eine ausgezeichnete parallel - großblätterige
Struktur infolge vollkommener Teilbarkeit nach (100). Das Mineral
[141] Der metamorphe Dioritgabbrogang im Schnee- und Bielengebirge. 141
scheint makroskopisch ein echter Diallag, die Menge desselben ist so
sroß, daß wir das Gestein als Diallagit ansprechen würden, es liegt
jedoch tatsächlich ein Weigelith reich an lamellarem En-
statit vor. —
Der Marchit-Serpentinfels am „Engelbrech“ bei Großwürben.
Makroskopische Untersuchung unter Beihilfe von Streupräparaten
u. d. binok. M. — Dieses durch seine reiche Enstatitführung wichtige
und altbekannte Vorkommen liegt bei dem Dorfe Großwürben, und
zwar von den letzten Häusern von Ober-Großwürben westlich 0'5 km
auf dem dortigen Feldwege entfernt. Hier zählte der Verf. etwa 15
domförmige zutage anstehende Felshöcker, welche bis
6 m Höhe emporragen und aus regellos zerklüftetem Marchitser-
pentinfels zusammengesetzt sind, davon die größte und weithin
sichtbare Felspartie der „Harbichstein“ genannt wird; wahrscheinlich
bilden diese Felsmassen unterirdisch schon in geringer Tiefe ein zu-
sammenhängendes Stockwerk. Das dichte und matte schwärzlichgrüne
Gestein der gedachten Felshöcker besteht wesentlich aus Serpentin
und enthält makroskopisch eine größere Menge grünlichen Enstatit,
welcher durch seinen metallartigen Perlmutterglanz auffällt und sich
bis zu 50°, der Gesteinsmasse und darüber anreichert.
Das gedachte Stockwerk von Marchitserpentinfels wird von einem
grobkörnigen, vielfach gefalteten, flaserigen Muskovitgpeis
rings umschlossen, der wohl zu den kontaktmetamorphen Sediment-
gneisen der oben geschilderten Schieferumwallung gehört und durch
seinen Feldspat Reichtum auffällt. In nur 0°2 km westlicher Entfernung
ziehen daselbst die Randgebilde unserer großen lakkolithischen
Dioritgabbroganges vorüber, welche daselbst aus einem dick-
bankigen gneisartigen Hornblendebiotit-Diorit bestehen '!). Der
Engelbrechgraben ist an der Grenze zwischen den Sediment- und
Eruptivgesteinen erodiert. Also auch in dieser Lokalität erkennen
wir die Abhängigkeit des ultrabasischen Marchit- Serpentinstockes,
von der Hauptmasse des nahen dioritisch-gabbroiden Gesteinszuges
und auch da wurde nach Maßgabe der tektonischen Verhältnisse der
Sedimentgneis mittels Durchschlagsröhren durchbohrt, auf
welcher das ultrabasische Nachschubmagma emporgedrungen war.
Ueber die Hauptgemengteile unseres Marchitserpentinfelses sind
folgende makroskopische Beobachtungen mitzuteilen: Der Enstatit
ist zumeist in derben Kristallplatten und blätterigen Aggregaten, aber
auch in prismatischen Kristallen meist mit gerundeten Endflächen
und domatischer Querabsonderung vertreten. Die Prismen erreichen
10 bis 20 mm Länge und 5 bis 10 mm Dicke, sie werden von
o Po» (100). P & (010) begrenzt, die Endbegrenzung ist meist
flach gerundet durch die wahrscheinliche Beteiligung mehrerer flacher
Pyramiden, sie sind jedoch selten deutlich, häufig werden die Prismen
1) Siehe 1. ce. Jahrb. der k. k. geol. R.-A. 1897, Bd. 47, pag. 21—56
und Taf. I.
142 Franz Kretschmer. [142]
durch (VOL) gerade abgeschnitten. Hier und dort haben sich auch
schöne knieförmige Zwillinge nach 2 P& (021) gefunden, wobei sich
die Hauptachsen unter X 820 30° schneiden; häufig ist Parallelver-
wachsung der Enstatitindividuen, wodurch sich dieselben zu Kristall-
platten und Kristallstöcken anreihen, (Siehe die untenstehende Fig. 22.)
Ausgezeichnete Spaltbarkeit parallel (110) und Teilbarkeit nach (100),
mit dichtgedrängten Spaltrissen, oft zu großer Feinheit herabsinkend,
was die Feinfaserigkeit und Feinblätterigkeit des Enstatits bedingt;
Querablösung senkrecht zur Prismenachse oder parallel flacher Domen
zumeist vorhanden. Auf der Teilbarkeitsfläche nach (100) metallartiger
Perlmutterglanz, sonst nur matt schimmernder Seidenglanz; im durch-
fallenden Licht durchsichtig und farblos bis gelblichgrün, im reflek-
tierten durchscheinend grünlichweiß, weingelb und lauchgrün. — Der
Enstatit ist gespickt mit Magnetit, der oft die Form O (111) deutlich
erkennen läßt und parallel (100) eingeschaltet ist; häufig ist derselbe
derartig mit kleinsten Magnetitkörnchen überfüllt, daß er dadurch
dunkelgrüne Färbung annimmt.
Fig. 22.
Knieförmiger Enstatitzwilling.
Y
Die Umwandlung des Enstatits auf dem Wege zum Serpentin
erfolgt durch die Zwischenstufe des Bastits, welcher noch die Textur
des Enstatits bewahrt, hingegen optisch anders orientiert ist, und zwar
a—=b, b—=a, c—c und chemisch der Zusammensetzung des Ser-
pentins entspricht.
An keineswegs häufigen Stufen des Großwürbener Marchit-
serpentinfelses ist dem Verf. die Auffindung von graugrünem Diallag
gelungen, ausgezeichnet durch seine vollkommene Blätterigkeit nach
(100) und den auf dieser Fläche ruhenden metallartigen, oft schil-
lernden Perlmutterglanz; derselbe ist meist krummblätterig, oft in
mehrfachen Windungen und zeigt einen Zerfall in zahllose kleinere,
dem Muskovit ähnliche Blättchen, zwischen denen sich die Serpentin-
substanz hindurchzieht. Enstatit und Diallag sind miteinander innig
verwachsen. Letzterer wurde sodann allerdings erst im Dünnschliff
u. d. P. M. als Andiopsid erkannt sowie dessen allgemeine Verbreitung
als wesentlicher Gemengteil.
Der Serpentin ist dicht, von muscheligem bis splitterigem und
glanzlosem Bruch, schwach harzglänzend, die Farbe ist düster
schwärzlichgrün, seine Masse ist durchaus von zahllosen kleinsten
T
[143] Der metamorphe Dioritgabbrogang im Schnee- und Bielengebirge. 143
Körnchen und Kriställchen von Magnetit der Form © (111) erfüllt;
daß ein Teil dieser Erze zum Chromit gehört, ist wahrscheinlich ;
durch solche massenhafte Erzeinschlüsse wird die völlige Undurch-
sichtigkeit und die düsteren Farbentöne des Serpentins herbeigeführt.
In dünnen Splittern und an den Kanten erscheint der Serpentin
jedoch durchscheinend und alsdann im durchfallenden Lichte oliven-
grün bis gelblichgrün und farblos, worin man überall die Magnetit-
körner in Nestchen angehäuft um so deutlicher wahrnehmen kann.
Mit dem hohen Gehalt an Magnetit steht die hochgradige Ablen-
kung der Magnetnadel durch das Gestein und der polare Mag-
netismus desselben in nahen Beziehungen. (Siehe die unten pag. 147
nachfolgende chemische Analyse.)
Das Gestein bedeckt sich an der Oberfläche und von den
Strukturflächen aus mit einer bis 10 mm dicken Verwitterungs-
rinde; dieselbe besteht aus einer weißlichgrau und hellgelblich
gefärbten matten, sphäroidisch aggregierten Substanz, welche sich
fettig anfühlt, weich ist und bisweilen pulverig erscheint; dieselbe
gehört nach diesem Verhalten zum Leukophit, das heißt einem
wasserhaltigen Magnesiasilikat, das optisch mit dem Serpentin iden-
tisch ist. Dieser Weißserpentin ist mit regeneriertem Magnetit in
Adern, Leisten und Trümmchen mehr oder weniger stark durchsetzt.
Dazwischen sehen wir hellgelbliche Adern und Leisten von
blätterigem und schuppigem Talk mit glimmerartiger Spaltbarkeit
hindurchziehen; oft lassen diese Blätter noch jene fein- und lang-
faserige Textur des Enstatits erkennen, aus welchem dieser groß-
individualisierte Talk hervorgegangen ist; der letztere ist jedoch weit
weniger mit Erz eingesprengt, als dies beim Leukophit der Fall ist. —
Das Auftreten des Enstatits und Diopsids mit ihren Kristallen,
faserigen und blätterigen Aggregaten im Serpentin erscheint zum
Teil pseudoporphyrisch, alsdann des letzteren dichte schwarz-
grüne Masse bei weitem überwiegt. Zuweilen kommt aber auch das
Gegenteil vor, indem der Serpentin mehr oder weniger an Masse
zurücktritt und das Gestein schließlich fast ganz aus Enstatit
nebst Diopsid besteht, welche dann ausgebreitete großkörnige,
graugrün gefärbte, teils parallel verwachsene, teils polysynthetisch ver-
zwillingte Aggregate bilden, welche durch ihren starken Perlmutterglanz
auffallen, dazwischen sich der Serpentin lediglich in schwachen Adern,
Leisten und Trümmchen vorfindet, jedoch enthalten auch diese noch
zahlreiche Enstatitreste. Es ist also ein frischer Marchitfels. —
Dünnschliff-Untersuchung des Marchitserpentinfelses
vom Harbichstein bei Großwürben.
Im Dünnschliff finden wir die makroskopische Beobachtung be-
stättigt, daß das tiefschwarzgrüne GeStein relativ frisch erhalten
ist; die nicht serpentinisierten Gesteinspartien haben eine
ansehnliche Verbreitung und darin die Menge der Ursprungsmineralien
‚reichlich sowie in charakteristischer Ausbildung vorhanden ist, so daß
diese zum Studium sehr geeignet erscheinen. Die serpentinisierten
Anteile unterscheiden sich schon im gewöhnlichen Licht durch die
144 Franz Kretschmer. [144]
sekundär ausgeschiedenen Magnetitschnüre, welche das Maschennetz
‚im Serpentin bilden, während die unversehrten primären Partien
-selbstredend davon frei sind. Man findet sodann, daß in unserem
Gestein der Menge nach geordnet Diopsid und Enstatit als
Hauptgemengteile, hingegen Ilmenit und sekundärer Titanit, ferner
Magnetit und endlich Olivin als Nebengemengteile vertreten sind.
Der neben dem Enstatit ausgeschiedene monokline Pyroxen
gehört auch in diesem Falle zum Andiopsid, und zwar nach Maß-
gabe seiner hohen Doppelbrechung —a — 0'030, die Lichtbrechung
ist zufolge der rauhen Oberfläche, dem erhabenen Relief, etwas höher
als im Enstatit » — 165 — 170; derselbe ist entgegen dem auto-
morphen Enstatit nur xenomorph entwickelt, wobei dem Andiopsid
eine langprismatische Gestalt zukommt, mit sehr feinen Spalt-
rissen nach (110); häufig ist Zwillingsbildung, insbesondere bei
den größeren Diopsiden, dergestalt, daß das ganze Individuum der
Länge nach von einer Zwillingsgrenze durchsetzt wird, die dasselbe
in zwei ungefähr gleich breite, nach (100) verzwillingte Hälften teilt
mit alternierender Auslöschung; auch wurde eine stückweise Einver-
leibung von in Zwillingsstellung befindlichen Individuen beobachtet.
Im Schliff ist der Andiopsid farblos und grünlich. Der Pleochroismus
ist sehr: schwach a=c grünlich, b grünlichgelb bis farblos, zwischen
x Nicols ist er durch seine Farbenpracht von Reingelb, Grünlichgelb
und Gelblichgrün II. Ordnung auffällig.
Unser Andiopsid ist wohl ein echter Diopsid, was ihn aber von
den bisher bekannten Diopsiden unterscheidet, ist seine ausgezeichnete
Lamellenstruktur, und zwar sind es hauptsächlich Lamellen
von Diallag parallel (110) eingeschaltet; derselbe ist von dem
ersteren durch seine bedeutend niedrigere Doppelbrechung y—x ==
— 0'024 bis 0'020 herab scharf unterschieden, insbesondere tritt
diese lamellare Textur in Schnitten nach (100) und (110) unter
x. Nicols mit prachtvoll leuchtenden Interferenzfarben hervor, welche
dem Himmelblau, Violett bis Rotorange II. Ordnung angehören, alsdann
heben sich die Diallaglamellen auf dem Diopsidgrunde scharf ab.
‚Erwähnte Lamellen sind bald breiter, bald werden sie geradezu
feinhaarig und wiederholen sich sodann um so häufiger; zuweilen ist
solche Verwachsung keine lamellare, sondern gefleckte, selten ge-
flammte. Die Auslöschungsschiefe des Andiopsids wurde in zahlreichen
Schnitten nach (010) mit den höchsten Interferenzfarben X c:c —= 38°
im stumpfen Winkel ß gemessen, dabei erfolgt die Auslöschung der
Diallaglamellen infolge ihrer parallelen Einlagerung gleichzeitig. —
Ein anderer Teil des Andiopsids ist mit parallelen, vielfach
gebogenen Lamellen des Enstatits durchwachsen, dergestalt,
daß (010) des letzteren mit (100) des Diopsids und den Prismen-
flächen zusammenfallen. In Schnitten nach (100) ist solche Ver-
wachsung unsichtbar, dagegen aber in solchen nach (010) sichtbar,
wo der Andiopsid mit dem Winkel c:c = 44° im stumpfen Winkel ß
auslöscht. Die letzterwähnten Lamellen löschen abwechselnd ver-
schieden aus in der Art, daß jede zweite Lamelle dieselbe Orien-
tierung besitzt, also gleichwie bei polysynthetischer Zwillingsbildung.
Auch mikroklinähnliche Gitter werke wurden da und dort
[145] Der metamorphe Dioritgabbrogang im Schnee- und Bielengebirge. 145
an diesem ausgezeichnet lamellaren Andiopsid beobachtet. Als zufällige
Einschlüsse des Andiopsids sind körniger und oktaedrischer Magnetit,
ferner Lamellen und Bleche von Ilmenit anzuführen.
Der Enstatit ist mit dem Andiopsid teils in richtungslos
körnigen Aggregaten verwachsen, teils tritt er vom Serpentin rings
umschlossen in selbständigen Aggregaten auf. Der automorphe
Enstatit entwickelt modellscharfe langprismatische Kristalle mit steil-
oder flachpyramidaler Endigung, oder aber es ist terminal eine Gabel
mit 2 bis 3 Zinken ausgebildet, dabei erscheinen die Kristalle teils
geradlinig oder aber verbogen. Solche automorphe Enstatite liegen
porphyrisch ausgeschieden in einer kleinkörnigen
Grundmasse von Enstatit-Diopsid, oder es durchschießen
große Enstatite den benachbarten Serpentin, ein Beweis,
daß letztere der Serpentinisierung besser widerstehen als ihre
Grundmasse, dieselben sind noch so gut erhalten, daß die Diallag-
lamellen darin leicht erkannt werden. Die kleinen Enstatite
der Grundmasse sind meist verbogen kreuz und quer gelagert,
dicht zusammengeschart und zum Teil terminal mehr oder weniger
ausgefasert. Im Schliff ist unser Enstatit farblos bis grünlich; Pleo-
chroismus sehr schwach und zwar c grünlich, b = a graugelblich.
Die lamellare Verwachsung mit Diallag ist im vor-.
liegenden Gestein eine allgemeine Erscheinung, der fast alle Enstatit-
Individuen unterworfen sind und ist die Zahl solcher Lamellen selbst
in kleinen Kristallen beträchtlich, welche stets parallel (100) einge-
schaltet sind. An den Schnitten nach (010) mit der höchsten Inter-
ferenzfarbe wurde als Wert der Auslöschungsschiefe X c: c = 44°
im stumpfen Winkel ß ermittelt.
Magmatische Korrosionen finden wir besonders ausgeprägt
an dem früher zur Kristallisation gelangten Enstatit, dessen äußere
Formen so stark gelitten haben, bis schließlich nur noch zerfressene,
regellos eckige oder gerundete Kristalle sowie Lamellen desselben,
gleichsam in dem später auf seine Kosten gebildeten Andiopsid zu
schwimmen scheinen.
Mit den Diallaglamellen parallel sind dem Enstatit außerdem
zahlreiche Lamellen von Ilmenit interponiert. Anderseits um-
schließen größere Ilmenite Lamellen von Enstatit; oder letzterer
wird von ersterem konzentrisch schalig eingeschlossen. Unter den
Ilmenitlamellen, welche dem Enstatit inneliegen, bemerkt man überdies
da und dort weiße, stark lichtbrechende Lamellen des
Titanits; Lamellen, welche zur einen Hälfte noch aus Ilmenit,
zur anderen schon aus Titanit bestehen, belehren uns unzweifelhaft
über den stattgehabten Umwandlungsprozeß.
Der Titanit tritt in unserem Gestein auch in zahlreichen
selbständigen größeren Kristallen und unregelmäßigen Lappen auf
(s. Fig. 23), so daß er als Nebengemengteil aufzufassen ist; derselbe
fällt uns sofort im Schliff durch die farblosen spitzrhombischen Formen,
dem starken Glasglanz, die rauhe Oberfläche, das hohe Relief sowie
die starke randliche Totalreflexion auf, welche auf höchste Licht- und
Doppelbrechung hinweist, deshalb zwischen X Nicols nur die weiß-
Jahrbuch d. k. k. geol. Reichsanstalt, 1917, 67. Band, 1. Heft. (F. Kretschmer.) 19
5,
146 Franz Kretschmer. [1 46]
lichen irisierenden Interferenzfarben grün und violett hoher Ord-
nungen. Die prismatische Spaltbarkeit liefert zahlreiche grobe Risse,
welche bezeichnenderweise zu den spitzrhombischen Umrißlinien der
Durchschnitte nicht parallel laufen. Die Auslöschungsschiefe X c:a
ist mit 38° im spitzen Winkel ß gemessen worden. Es kann wohl
kaum einem Zweifel unterliegen, daß auch dieser Titanit sekundär
aus den großen Ilmeniten umkristallisierte.
Fig. 23.
Großer spitzrhomboedrischer Titanitkristall aus Marchitserpentin.
(Groß-Würben.)
Als ein spärlicher und zufälliger Gemengteil ist der Olivin
im vorliegenden Gestein anzusehen, dessen wenige im Schliff sicht-
bare Individuen mit dem Enstatit innig verwachsen und stark re-
sorbiert, daher unvollständig sind; derselbe ist farblos, seine Licht-
brechung höher als die des Enstatits und Diopsids, daher erhabenes
Relief und runzelige Oberfläche; Schnitte nach (100) haben zahlreiche
grobe Spaltrisse nach (010) und grobe unregelmäßige Quersprünge.
Der Serpentin ist fast ausschließlich aus den beiden Pyroxenen
Enstatit und Andiopsid sekundär hervorgegangen, er ist also ein
echter Pyroxenserpentin, von einer rechtwinkeligen Anordnung
der Maschen entsprechend derrechtwinkeligen Spaltbarkeit der Pyroxene
ist jedoch gleich den übrigen Vorkommen. auch in diesem Falle keine
Spur. Der Serpentin ist nach der Lichtbrechung n > Kanadabalsam
und der Doppelbrechung —a— 0'005 nach Maßgabe der graublauen
Interferenzfarben ein echter Serpentin und besteht zwischen X Nicols
aus einem regellosen klein- und engmaschigen Gewebe, in welchem
das Netz gebildet wird durch Magnetitschnüre und Balken iso-
troper Serpentinsubstanz, während die dichtgestrickten Maschen
meist durch parallel- und querfaserigem Mikrometaxit oder durch
radialfaserigen oder kraushaarigen Mikropikrolith ausgefüllt
werden. Die Auslöschung erfolgt parallel und senkrecht zu den Fasern,
daher die Faserachse Richtung der kleinsten Elastizität. Durch die fort-
schreitende Serpentinisierung wird das Maschengewebe immer enger
[147] Der metamorphe Dioritgabbrogang im Schnee- und Bielengebirge. 147
und geht stetig weiter der submikroskopischen Verdichtung
entgegen, ein Prozeß ähnlich der Saussuritisierung, dessen Korn auch
stetig kleiner und dichter wird. Nur auf die nächste Umgebung der
frischen Gesteinspartien beschränkt, ist der Serpentin großmaschig
und zeigt Spuren langgestreckter rektangulärer Anordnung der Maschen,
welche Metaxit enthalten, dessen Fasern stets senkrecht stehen auf
den Umrißlinien der Maschen. — Auch diesem Vorkommen fehlen
Feldspäte vollständig. —
Chemische Analyse des Marchitserpentins
vom Harbichstein bei Großwürben.
Die Stufen zur chemischen Analyse wurden von demselben Fels-
höcker, dem sogenannten „Harbichstein“ gewonnen, von welchem auch
die Dünnschliffe herrühren. Die chemische Analyse hat folgende
Resultate geliefert:
Analyse II.
Gewichtsprozente Molekularprozente
eure SO, 5. .:000 nee 39:20 4485 38:58
re TO ee Spur - ==
erde Aula anne 55, 2:44 2:79 148
EHRAMORYd Crli ande en 0:21 0:24 0:08
URN Sg: WR PL GEBE FR ENER . 4:66 533 1:73
Bsenasrdul Fe „u.a 2:75 314 2:22
Manganoxydul MnO ....2...... 0.06 0:07 0:06
anne, Mg nenne 3774 43:18 5553
erde al ee ee 0:73 0:38 0:35
Kali und Natron ,0O-+4Xa0... Spur — —
Koblansäure 00, u... 0.sW 00a 031 — —
Phosphorsäure P,0, ........... 0:016 0:02 0:02
Krist. und Konst. Wasser H,O... 10:92 —
99-03 100.00 100:00
Gruppenwerte:
a 8,4 — 0, C—035, #=5781, 7108, 81:81, K—0°66.
Gesteinsformel:
S3g.6 oo Co-ı F20.
Aus dem Vergleiche der Gewichtsprozente, der Molekularprozente,
gleichwie der Gruppenwerte unseres fast olivinfreien Marchit-
serpentins vom Harbichstein, mit denselben Analysenzahlen des
olivinführenden Lherzolithserpentins vom Zdiarberge geht die
nahe Uebereinstimmung dieser beiden Gesteine mit Sicherheit hervor.
Vergleichen wir obige Gesteinsformel mit den Osann’schen Typen-
formeln, so finden wir auch in diesem Falle die nahezu völlige
Uebereinstimmung mit dem Typus Dun Mountains, für welchen
Osann die Typenformel
535 Ag Co Seo
19*
148 Franz Kretschmer, [148]
aufstellte, demzufolge auch unser Pyroxenit gleich dem Zdiarberger
Lherzolith an das äußerste basische Ende seiner ultrabasischen
Gesteinsfamilie einzureihen kommt. Dieser typische Vertreter seiner
Art erscheint somit als ein neues, extrem basisches Glied
der Pyroxenitfamilie, für welche der vorgeschlagene Name
„Marchit“ anzunehmen wäre.
Bei den reinen Pyroxeniten, aus Metasilikaten bestehend, hätte
das Verhältnis S : # dem Werte 1:1 zu genügen, in unserem Marchit
jedoch ist dieses Verhältnis 1:1'50. Nachdem der mikroskopische
Befund nur spärlichen Olivin nachweisen konnte, ‚so müssen
wir darauf zurückschließen, daß der Enstatit und Andiopsid, welche
wesentlich unseren Marchit zusammensetzen, nicht aus Metasili-
katen allein hestehen können, sondern daß daran auch
Orthosilikatmoleküle Anteil nehmen. Außerdem wird das
gedachte Verhältnis durch das Auftreten größerer Mengen von
Magnetit und Ilmenit getrübt, weil dann FeO in F' verrechnet wird.
Die Alkalien spielen darin keine Rolle, die kleine Menge von Al,O,
steckt jedenfalls in den Interpositionen von Diallag sowohl im Enstatit,
als auch im Andiopsid.
Es ist eine bekannte Tatsache, daß aus Magmen von derselben
Zusammensetzung Gesteine von verschiedener mineralischer Aus-
bildung entstehen können. Das Olivin-Diopsid-Entektikum bei gewöhn-
lichem Druck liegt nach J. H. L.-Vogt!) bei etwa 32°/, Olivin und
68°, Diopsid. In den Peridotiten (Lherzolith, Dunit etc.) fängt die
Kristallisation des Olivins stets früher an als diejenige der Pyroxen-
mineralien. In den an rhombischen und monoklinen Pyroxenmineralien
reichen Pyroxeniten dagegen begegnen wir der umgekehrten
Kristallisationsfolge und zwar wird Enstatit und Diopsid früher aus-
geschieden, alsdann der Olivin später nachfolgt, oder wie in unseren
Marchiten nur spärlich oder gar nicht mehr zur Ausscheidung gelangt.
— In den Marchiten, wo Enstatit und Diopsid nebeneinander vor-
kommen, hat Verf. stets den früheren Anfang der Kristallisation von
Enstatit und den späteren von Diopsid feststellen können. Nach
J. H. L. Vogt soll bei Ueberschuß von Mgs Si, 0, der Enstatit
gänzlich ausscheiden, vor Anfang der Kristallisation von Diopsid; bei
Ueberschuß von Ca Mg Si, 0, aber soll die Menge von Mg, Si, O, in
den meisten Fällen gänzlich in den Diopsid aufgenommen werden,
ein Fall, der jedoch in unseren Pyroxeniten nicht vorkommt. —
Die nahezu vollständige Kongruenz der oben berechneten
Gesteinsformeln für den Lherzolith vom Zdiarberge einerseits und
dem Marchit vom Harbichstein anderseits, legen uns den gemein-
samen Ursprung der beiden obwohl petrographisch verschiedenen
Gesteine dessenungeachtet sehr nahe und indem wir obige Fest-
stellungen auch für die übrigen petrographisch gleichwertigen Lher-
zolith- und Marchitvorkommen substituieren, gelangen wir zu der
Ueberzeugung, daß alle diese Gesteine von einem gemeinsamen
Magma abstammen und daß sie unterirdisch allerdings in großer
!) Tschermak-Beckes Min.-petr. Mitteil. 1908, XXVII. Bd., pag. 130
und 153.
[149] Der metamorphe Dioritgabbrogang im Schnee- und Bielengebirge, 149
Tiefe mit dem lakkolithischen Dioritgabbrogange zusammenhängen
und von einem gemeinsamen Herde nach obenhin ausstrahlen. —
Bis zum Fichtlich (Kote 1109 m Landesgrenze),. bis wohin
Verf. seine Felduntersuchung ausgedehnt hat, findet sich auf dem
Liegendzuge kein Serpentinstock mehr. Es ist jedoch zweifellos, daß
unser großer Dioritgabbrogang auf seinem weiteren Wege gegen NO und
seiner knieförmigen Wendung gegen NW, das ist am Hunds-
rücken und am Nesselberg sowie bei Niesnersberg und Gurschdorf
von Serpentinstöcken in seinem Liegenden auch dortselbst flankiert
wird, was jedoch späteren Untersuchungen vorbehalten bleibt, um
die gegenseitige Publikation nicht allzulange zu verzögern.
Ein letzter derzeit bekannter Serpentinstock des Liegendzuges
liegt bei Scholzenhof nächst Siebenhuben unweit Gurschdorf,
in dessen Nähe der große sudetische Randbruch durchstreicht.
Verf. hat dieses Vorkommen nicht näher untersucht. —
B. Hangendzug der Peridotite und Pyroxenite sowie ihrer
Serpentinfelse.
Bei der Aufzählung und Untersuchung dieser sporadischen
Stöcke und Stockwerke, welche unseren dioritisch-gabbroiden
Ganglakkolith in seinem Hangenden gleich Satelliten begleiten,
wollen wir genau so wie dies bezüglich des Liegendzuges geschehen,
am südsüdwestlichen Ende desselben, das ist an der großen
Bruchlinie: Marchthal — Buschin — Hambalekpaß beginnen und
gegen NNO fortschreiten.
Ein ähnliches Vorkommen von Lherzolithserpentin wie. am
Zdiarberge soll sich nach Dr. Josef Melion!) auf dem Hambalek-
berge bei Buschin befinden; der Serpentin wäre auch hier dicht und
von dunkelgrünem Aussehen und führt häufig Enstatit nebst Magnetit.
Auch Prof. F. Kolenati macht von diesem Vorkommen Erwähnung ?).
Verf. hat dieses Serpentinvorkommen an Ort und Stelle gesucht, je-
doch leider nicht gefunden. Bei Hofrat Dr. E. Tietze, welcher den
Hambalekpaß auf dem Blatte Landskron—Gewitsch geologisch kar-
tierte, finden wir in seinem: großen Werke?) nirgends eine Erwäh-
nung von einem Serpentinvorkommen daselbst. —
Dagegen hat Verf. in Erfahrung gebracht, daß bei Janauschen-
dorf tatsächlich Serpentinfels auftritt; dessen Aufsuchung sich Verf.
jedoch für später vorbehält. —
Die Ursprungsgesteine und deren Serpentinfelse im Niklesgraben bei
Niklesdorf.
(Hierzu das Querprofil Fig. 24 durch den großen Lerchberg.)
Im hohen Maße charakteristisch auch hinsichtlich ihrer geolo-
gischen Erscheinungsform sind die Serpentinstöcke im Niklesgraben
1) ,L. ©. pag; 31.
"| b. c: Dag. 32.
®) Die geognost. Verhältnisse der dagend von Landskron und Gewitsch.
Jahrb. d. k. k. geol. R-A. 1902, Bd. 51.
150 Franz Kretschmer. [150]
bei Niklesdorf im oberen Marchtal. Von der Kirche zu Nikles liegen
dieselben auf der neuen Waldstraße im Niklesgraben gemessen 1'5 km
entfernt, und zwar stößt man zunächst am Grabeneingange auf die
mächtige Amphibolitzone am Hangenden unseres lakkolithartigen
Dioritgabbroganges, dann folgen rostige Glimmerschiefer zum
Teil mit Gneishabitus, welche am Linksgehänge einen kleinen, nur
etwa 12» mächtigen Serpentinstock umschließen; sodann treten,
im Graben aufwärtsschreitend, jene mächtigen Biotitaugengneise
auf, die in der Berggruppe des sogenannten „Altvaterwaldes“ herr-
schend sind und das allgemein verbreitete Hauptgestein bilden. Nun
folgt an demselben Gehänge der großartige Serpentinstock vom
sroßen Lerchberg, der an der Grenze zwischen Glimmerschiefer
und Biotitaugengneis einerseits und der Amphibolitzone anderseits
aufgebrochen ist und hier bei dem graphischen Punkt Kote 490 m
(der Spezialkarte 1:75.000) eine großartige, zutage anstehende, nakte
Felsmasse von zirka 16 m Höhe und 10 m Breite, den sogenannten
„Hohenstein“, bildet. Die geschilderte Serpentinmasse scheint nach
l1h 8gd gestreckt und findet vom „Hohenstein* in etwa 50 m Ent-
fernung ihr derzeit bekanntes nordnordöstliches Ende. Im Gegensatz
zu den älteren geologischen Karten dieser Gegend, müssen wir be-
richtigend konstatieren, daß die gedachten Serpentinmassen eine weitere
Fortsetzung in der Richtung des allgemeinen Streichens NNO ver-
missen lassen.
Dagegen sind wir am Rechtsgehänge des Niklesgrabens, am so-
genannten kleinen Lerchberg (Waldstrecke „Auf der Laimgrube“)
auf einen bedeutenden Serpentinstock mit auffälliger Kegelform
gestoßen, der vom Biotitaugengneis umschlossen wird. Nach einer kur-
zen Unterbrechung, die von den herrschenden Biotitgneisen ausgefüllt
wird, lagert an demselben Grabengehänge gegenüber dem Hohenstein
auf der kegelförmigen Berghöhe „Bei den borbesen!) Katzen*®
ein vierter, und zwar sehr bedeutender Serpentinstock, eben-
falls parallel zum allgemeinen Streichen gestreckt ohne weitere Fort-
setzung gegen NNO, derselbe endigt in dem umschließenden Haupt-
gestein, dem Biotitaugengneis. Ebensowenig konnte an unseren Ser-
pentinstöcken eine Fortsetzung in der Richtung SSW gegen die
„Rowinka“ (Kote 617 m) aufgefunden werden.
Zwischen den Serpentinstöcken des Hohensteins, beziehungsweise
des großen Lerchberges einerseits und jenen „Bei den borbesen
Katzen“ sowie dem kleinen Lerchberg anderseits, hat sich der
Niklesgraben in der Zerrüttungszone von Biotitaugengneis und Glimmer-
schiefer sein Bett gegraben. Dank diesem Ereignis gewinnen wir einen
sicheren Einblick in die tektonischen Verbältnisse dieser Serpentin-
massen (siehe das nebenstehende Querprofil Figur 24) dergestalt, daß
über deren geologische Erscheinungsform als isolierte Stöcke hin-
reichende Gewißheit erbracht ist, welche auf den diatrematischen
Charakter dieser Eruptivgesteine zweifellos hinweist; sie haben sich
auf Schlotten ihren Weg gebahnt und zum Teil die Deckgesteine
auf Explosionsröhren durchgeschlagen. Was hier im Niklesgraben
!) Marchtaler Dialektform = barfüßigen.
[151] Der metamporhe Dioritga
0SO
Fig. 24.
Querprofil durch den großen Lerchberg bei Nikles.
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bbrogang im Schnee- und Bielengebirge.
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1 — Biotitaugengneis (Granitgneis). — 2
151
Bielenitserpentin.
4
15% Franz Kretschmer. [152]
in solch sinnfälliger Weise zutage liegt, gilt sinngemäß auch für das
Serpentinstockwerk am Zdiarberg etc., nur sind dort die natürlichen
Aufschlüsse nicht so günstig als hier. Wir schreiten nun zur petro-
graphischen Untersuchung der. in Rede stehenden Serpentinmassen
und deren Ursprungsgesteine und beginnen zunächst mit dem Ser-
pentinstock am:
a) Großer Lerchberg. (Südlicher Ausläufer des Baudenberges.)
Das herrschende Gestein ist daselbst ein polyedrisch und rich-
tungslos zerklüfteter dichter Serpentinfels bei schwarzgrüner, zu-
weilen auch blaugrüner Färbung, von Schichtung ist keine Spur, nur
lokal macht sich eine undeutliche, nicht anhaltende Bankung bemerk-
bar. Fast sämtliche Kluftflächen des Serpentins sind mit einer Rinde
faserigen Chrysotils überzogen, die vorwiegend schwarzgrün, weniger
lauchgrün oder bläulich gefärbt ist. Durch Quetschung und hohem Druck
erscheinen die Chrysotilüberzüge nach Art von Harnischen glän-
zend und spiegelnd, was auf die Volumvermehrung bei der Ser-
pentinbildung unverkennbar hinweist, in deren Gefolge jene mecha-
nischen Einwirkungen im Innern der Serpentinmasse selbst ausgelöst
wurden. Denselben Harnischen begegneten wir auch in den Serpentin-
massen bei Buschin und Nieder-Eisenberg.
In Splittern und in Kanten ist der Serpentin im durchfal-
lenden Licht weingelb, blaßgelblich und weiß, durchscheinend bis
farblos durchsichtig; man macht alsdann die Wahrnehmung, daß der-
selbe mehr oder weniger mit Magnetit der Form O (111) und als
Körner imprägniert erscheint, jedoch ist dessen Menge im großen
und ganzen nicht groß, daher das Gestein fast ohne jeden Einfluß
auf die Magnetnadel ist. Akzessorische Gemengteile sind zahlreiche
Nester körniger Aggregate des Öhromits, dessen Menge im Nikleser
Serpentinfels überhaupt bedeutend ist; da und dort bemerken wir
Rutileinschlüsse in unserem Serpentinfels, die im Durchfallicht braun-
gelb sind; sehr spärlich scheint der Feldspat vertreten zu sein.
Von anderen ursprünglichen Hauptgemengteilen konnte ich nur
Diallagreste und einzelne Olivinkörnchen entdecken und auch
diese bei ihrer Kleinheit sowie schlechten Erhaltung nicht mit Sicherheit.
Die Regenerationen des Serpentinfelses zu Chrysotil
kommen nicht nur auf den Strukturflächen (wie bereits oben ange-
führt), sondern auch auf zahlreichen Adern und Spältchen im Innern
der Serpentinmasse selbst vor, welche letztere sie oft parallel geordnet
vielfach durchziehen, dabei die Chrysotilstengel stets senkrecht auf
den Kluftwänden anschießen. Die Chrysotilüberzüge enthalten häufig
soviel Magnetit eingesprengt, daß sie davon ihre schwarze Färbung
empfangen.
Der Serpentinfels vom großen Lerchberg bedeckt sich — gleich-
wie alle übrigen Nikleser Serpentine — am Tage infolge der Atmo-
sphärilien-Wirkung mit einer weißen graumelierten Verwit-
terungsrinde, deren Zusammensetzung nach Maßgabe der Be-
obachtungen u. d. binok. M. aus Leukophit besteht, worauf wir
noch weiter unten ausführlich zurückkommen wollen.
[153] Der metamorphe Dioritgabbrogang im Schnee- und Bielengebirge. 153
b) Bielenit (Diallag-Olivin-Enstatitfels) als Ursprungsgestein der Serpentin-
massen am großen Lerchberg.
Am Fuße des großen Lerchberges und der Sohle des Nikles-
grabens stieß Verfasser auf große Trümmer und kubikmetergroße
Blöcke eines schwarzgrauen feinkörnigen Gesteins, welche
von einem kolossalen, vermutlich anstehenden Gesteinsblock abstammten,
der beim Bau der neuen Waldstraße durch Sprengungen zerkleinert
und auf diese Weise beseitigt werden mußte. Auch sonst lagen
Blöcke solch frischen Gesteins daselbst auf der Grabensohle umher.
Bei genauer Betrachtung erkannte ich sofort im Felde, daß das
schwarzgraue Massengestein kein Serpentin ist; mit Hilfe der Lupe
fand ich ferner, daß ein feinkörniges Gemenge ver-
schiedener Pyroxene nebst Olivin, wahrscheinlich das Ur-
sprungsgestein des Serpentins vom großen Lerchberg vorliegt. Ser-
pentinisierung macht sich im Gestein nur im untergeordneten Maße
bemerklich, und zwar hauptsächlich an offenen und versteckten
Strukturflächen, weniger im Gestein selbst.
Mit Hilfe des binok. Mikroskops erkannte ich alsdann an Streu-
präparaten ein kleinkristalliges, dicht verwebtes Gemenge von kurz-
bis langprismatischem Enstatit mit blätterigem Diallag und mit
rundkörnigem Olivin; dazwischen ziehen halb- und ganzserpentini-
sierte Gesteinsanteile hindurch. Der Enstatit ist graugrünlich, zeigt
ausgezeichnete Spaltbarkeit nach © P (110), dabei sind die Spaltrisse
so dicht gedrängt, daß dadurch Feinfaserigkeit bedingt wird. Die
Prismen werden in der Regel bloß von den Pinakoiden o Poo (100).
oP%& (010) begrenzt, Endflächen scheinen zu fehlen. — Der Diallag
ist grünlichweiß, graugrün bis olivgrün, charakteristische Teilbarkeit
nach (100) mit starkem Perlmutterglanz auf letzterer Fläche; keine
Kristalle, nur blätterigstruierte Körner und Aggregate solcher, des
öfteren die Diallagblätter innig verfilzt. — Der Olivin ist olivgrün bis
weingelb und besteht aus einzelnen rundlichen Körnern oder klein-
körnigen Aggregaten desselben. Akzessorische Gemengteile sind an-
zuführen. Relativ wenig Chromit mit bald stärkerem, bald schwächerem
Metallglanz und spärlich zwischengeklemmte Feldspäte (?), noch spar-
samer ist Magnetit eingestreut, demzufolge sich auch das Gestein in
Bezug auf die Magnetnadel gänzlich indifferent verhält.
Von den drei Hauptgemengteilen überwiegt zuweilen der
Diallag die beiden anderen Mineralien derartig, daß sich das Gestein
einem Diallagit nähert, in anderen Gesteinspartien halten sich
Enstatit und Diallag das Gleichgewicht, wozu noch der Olivin als
gleichberechtigter dritter Faktor hinzukommt; zumeist entspricht je-
doch das Mengenverhältnis der hier angeführten Reihenfolge gedachter
Hauptgemengteile in absteigender Proportion.
Die Umwandlung des Bielenits in Serpentin beginnt
mit dem Olivin, ergreift dann den Enstatit, während der Diallag am
längsten Widerstand leistet, deshalb wir in der Serpentinmasse noch
häufig unversehrten Diallagresten begegnen. —
Jahrbuch d. k. k. geol. Reichsanstalt, 1917, 67. Band, 1. Heft. (F. Kretschmer.) 20
154 Franz Kretschmer. [154]
Dünnschliffuntersuchung des Bielenits vom großen
Lerchberg.
Im Dünnschliff wird der makroskopische Befund bestätigt, denn
wir finden, daß das Gestein zum größten Teil frisch erhalten und
Serpentinisierung nur im geringen Maße um sich gegriffen hat. Wir
machen ferner in Uebereinstimmung mit obigen Beobachtungen die
Wahrnehmung, daß die Zusammensetzung dieses hochwichtigen Gesteins
die drei Hauptkomponenten — ihrer Menge nach geordnet: Diallag,
Olivin und Enstatit ausmachen, dagegen der Andiopsid hier
gänzlich fehlt, was ein so wesentlich verschiedenes Dünnschliffbild
ergibt, daß wir das Gestein unmöglich mit dem Lherzolith in einen
Topf werfen können, sondern hierfür den Artnamen: Bielenit in
Vorschlag bringen, und zwar nach dem zweiten Hauptflusse des Ver- .
breitungsgebietes vorliegender Gesteine: „Die Biele“ und der danach
benannnten Berggruppe, dem Bielengebirge!), um nicht jedesmal
die grundlegenden Merkmale dieses ternären Peridotittypus aufrechnen
zu müssen. Die gedachten drei Komponenten erscheinen u. d. P. M.
in geradezu sinnverwirrender Mannigfaltigkeit und Abwechslung mit-
einander verwachsen. —
Der an Menge vorwaltende Diallag ist in sehr unregel-
mäßigen Kristalloiden, beziehungsweise Körnern vertreten, darunter
solche, welche nach der Klinoachse ungewöhnlich langgestreckt sind;
wie wir uns an zahlreichen Basisschnitten überzeugt haben, ist stets
eine ausgezeichnete Spaltbarkeit nach (110), welche sich bis zur
Feinfaserigkeit steigert, sowie eine gleich vollkommene Teilbarkeit
nach (100) vorhanden, Spaltrisse parallel (001) in vielen Schnitten
wahrnehmbar; Zwillingsbildungen nach (100) selten, aber im einzelnen
Falle mehrfach wiederholt. Durchwachsungen mit Enstatit liegen
in diesem Diallag nicht vor, dagegen öfters solche mit Olivin,
welcher den Spaltrissen nach (100) des Diallags eingelagert erscheint.
Das Relief des Diallags ist höher als das des Olivins, das erstere
wird erst bei stärkerer Kondensorsenkung deutlich »n — 1:69; die
Doppelbrechung nach Maßgabe der Interferenzfarben am Anfange der
II. Ordnung und Ende der I. Ordnung 7—a = 0'024 auf Schnitten
nach (010) bis (110); dagegen auf solchen nach (100) B—a. aber
nur 0'003, daher die lavendelgrauen Interferenzfarben. Die spitze
positive Bisektrix c schließt mit c den X = 38:50 ein, und zwar
gemessen im stumpfen Winkel ß. Die Farbe des Diallags im Schlift
ist graugrün bis farblos, der Pleochroismus c grünlich bis lauchgrün,
b= a farblos.
In der Gesellschaft des Diallags wurde ein feinstrahliger,
beziehungsweise feinfaseriger blaßgrünlicher Aktinolith beobachtet,
dessen Doppelbrechung 7—a = 0'027 beträgt, während die Aus-
löschungsschiefe e:c — 15° im spitzen Winkel ß gemessen wurde.
Derartige Aktinolithfasern nehmen steilenweise dergestalt zu, daß sie
im Dünnschliffbilde sofort auffallen. Es ist wahrscheinlich, daß ein
Teil dieser Umwandlungsprodukte von Diallag abstammt.
!) Siehe bei J. Guckler, Jahrb. d. k. k. geol. R.-A. 1897, Bd. 47, pag. 189.
[155] Der metamorphe Dioritgabbrogang im Schnee- und Bielengebirge. 155
Der Olivin, welcher zum Teil der Serpentinisierung anheim-
gefallen ist, zeigt soweit er noch erhalten eine hochgradige Zerklüftung
seiner zahlreichen bald größeren, bald kleineren zugerundeten Körner,
derselbe ist demzufolge zumeist zu einem Olivingrus zerfallen,
was bis zur Nachahmung von Mörtelstruktur fortschreitet. Es
sind daher vollständig erhaltene Olivinindividuen, an welchen wir deren
Physiographie studieren könnten, relativ selten, gleichwie Kristalle
sänzlich fehlen. Vollkommene Spaltbarkeit in groben Spaltrissen
nach (010) ist stets vorhanden, solche nach (001) da und dort ange-
deutet, sowie grobe Quersprünge annähernd L ce häufig sind. Im
Schliffe meist farblos, selten gelblichgrün infolge beginnender Um-
wandlung; Lichtbrechung bedeutend, jedoch geringer als im Diallag,
daher wohl hohes Relief und runzelige Oberfläche, aber geringer als
im letzteren, dagegen die Doppelbrechung stark, und zwar in Basis-
schnitten — « — 0'036, daher die dunkelviolettroten und orangegelben
Interferenzfarben am Ende der II. Ordnung, ferner auf (010) nur
0:019 und auf (100) nur noch 0'017, also halbgroße Differenz der
Brechungsexponenten, was braungelbe Interferenzfarben ergibt.
Aehnlich wie beim Diallag finden wir an der Peripherie der
Olivinindividuen und auf den Zerklüftungsflächen fortschreitend Um-
wandlung in faserige und strähnige Aggregate eines farblosen bis
blaßgrünen Aktinoliths, dessen Doppelbrechung 7—4& = 0'027
und die Auslöschungsschiefe c:c —= 15° gefunden wurde. Solche
Wucherung kann bisweilen bloß einzelne Teile, fortschreitend auch
sanze Individuen des Olivins erfassen und bis zur Unkenntlichkeit
verändern.
Der rhombische Pyroxen ist meist als Enstatit anwesend, wir
werden uns unten folgend überzeugen, daß ein Teil davon dem
Hypersthen zugerechnet werden muß. Die Form des Enstatits ent-
spricht bei den großen Kristallen langgestreckten Prismen, während die
Fig. 25.
Basisschnitte des Enstatit aus Bielenit. Niklesgraben.
EEE
IS
DO (010)
‚kleinen Kristalle gedrungene Prismen bilden, begrenzt von o P
(100). P & (010) oder aber o P » (100). P (110) mit pyrami-
daler Zuschärfung an den beiden Enden, zumeist aber dortselbst
serpentinisiert, wo dieser Prozeß beginnt. (Siehe die obenstehende
Abb. 25.) Basisschnitte zeigen ungefähr rechtwinkelig kreuzende grobe
Spaltrisse nach (110) und eine nicht immer vorhandene oder absätzige
Teilbarkeit nach (100). Sehr charakteristisch für den Enstatit ist die
starke Torsion seiner Kristalle, was wir sehr gut an dem
gewundenen Verlaufe seiner Spaltrisse und dessen Einschlüssen ver-
20*
156 Franz Kretschmer. [156]
folgen können, welche parallel den Spaltrissen eingelagert erscheinen,
alsdann solche Kristalle Strängen ähnlich werden. Der Enstatit ist
im Schliffe farblos, von mittlerer Lichtbrechung n — 167, Doppel-
brechung auf (010) y—a —= 0'008, also recht schwach, daher Inter-
ferenzfarben etwas niedriger als Quarz, dagegen auf (100) bloß
0005 und auf (001) nur 0'004, was unter X Nicols lavendelgraue
Farbentöne gibt.
Der in Begleitung des Enstatits auftretende Hypersthen
zeigt in morphologischer Hinsicht dieselbe Ausbildung wie der Enstatit-
ebenso die gleiche Spaltbarkeit des letzteren; im Schliff auffälliger
weise gleichwie der Enstatit farblos, Lichtbrechung jedoch höher
als im Enstatit n = 170, desgleichen auch die Doppelbrechung
stärker, und zwar nach Maßgabe der braungelben Interferenzfarben
in Schnitten nach (010) 1—a — 0'014. Ist im Enstatit ce — spitze
positive Bisektrix, erscheint im Hypersthen «a = spitze negative Bisek-
trix, daher optischer Charakter negativ, im Gegensatz zu dem
optisch positiven Enstatit. Beide rhombische Pyroxene gehören
einer Reihe an, so daB zwischen Enstatit und Hypersthen allmäh-
liche Uebergänge bestehen.
Besonderes Interesse ist geknüpft. an die zahlreichen, den Spalt-
rissen nach (100) eingelagerten opaken Lamellen von Ilmenit,
welche fast in keinem der vielen Enstatit- und Hypersthen-Schnitte
fehlen. Daß in diesem Falle tatsächlich Ilmenit vorliegt, erkennen
wir mit Sicherheit daran, daß ein namhafter Teil dieser gesetzmäßig
eingeschalteten Ilmenitlamellen bereits ganz oder teilweise in
Titanit von höchster Licht- und Doppelbrechung umgewandelt ist,
wobei der gedachte Prozeß in den Lamellen von innen nach außenhin
fortschreitet. —
Die gesetzmäßig eingeschalteten Diallaglamellen, durch welche
der Enstatit in den Gesteinen des Liegendzuges ausgezeichnet ist,
und dort allgemein verbreitet sind, vermissen wir in unserem Ursprungs-
gesteine bezeichnenderweise, weil es zur selbständigen Kristallisation
des Diallags gekommen ist. Endlich ist es für die Hauptgemengteile
unseres Bielenit charakteristisch, daß speziell am Diallag und Olivin
allgemein die Erscheinungen magmatischer Korrosion deutlich
zu erkennen sind, weil Kristalle und Körner derselben an der Peri-
pherie mehr oder weniger abgenagt erscheinen, wodurch die Indi-
viduen oft die bizarrsten Formen annehmen und wenig scharfe bis
undeutliche Konturen aufweisen.
Der Chromit bildet dem Ilmenit ähnliche schlackenartige
Formen, er ist opak mit braunen Rändern und massenhaft sowohl im
Olivin und reinem Serpentin als auch im Diallag ausgeschieden. Der
Ilmenit ist mehrfach mit Rändern von weißem, stark licht- und
doppelbrechenden Leukoxen versehen. Magnetit ist in einzelnen
Kriställchen und Körnern in allen drei Hauptgemengteilen in mäßiger
Menge eingestreut.
Der Serpentin der Bielenitschliffe vom großen Lerchberg
ist im Auffallicht hellgrasgrün. im Durchfallicht farblos, seine Licht-
brechung ist gleich der des Kanadabalsams n = 1'54, die Doppel-
brechung nach Maßgabe der einheitlichen graublauen Interferenzfarben
[157] Der metamorphe Dioritgabbrogang im Schnee- und Bielengebirge. 157
—2. — 0'005; nach seinem mikroskopischen Kleingefüge müssen wir
ihn dem parallelfaserigen Mikrometaxit zurechnen. — Dazwischen
finden wir mit dem Serpentin innig verwachsen den Chrysotil,
welcher sofort durch seine hohe Doppelbrechung, seine überaus feine
Parallelfaserigkeit und seinen schichtenförmigen Aufbau auffällig wird.
Die Lichtbrechung ist im Chrysotil gleich derjenigen des Kanadabal-
sams n — 1'54, dagegen die Doppelbrechung nach Maßgabe der hell-
selben Interferenzfarben dem Exponent Y—a = 0'Oll entspricht.
— Im Anfangsstadium der Serpentinisierung erkennen wir noch
deutlich die Körner des Olivingruses, was Maschenstruktur zur
Folge hat, gleichwie wir auch die prismatischen Formen des
Enstatits im Serpentin wiederfinden, bis bei weiter fortschreitendem
Prozeß die Kornverdichtung stetig weiter zunimmt und nichts mehr
an den früheren Mineralbestand erinnert; nur der Diallag ist davon
noch ziemlich verschont geblieben.
Die ursprüngliche Struktur des Gesteins ist eine richtungslos
hypidiomorphkörnige; die Ausscheidungsfolge der Komponenten:
Erze, Diallag, Olivin und zuletzt Enstatit. Der Grund für die Aus-
scheidung des Diallags vor Olivin dürfte wohl durch seine größere
Masse bedingt gewesen sein. —
ec) Serpentinfels am Hohenstein im Niklesgraben,
Gleichwie am großen Lerchberg kommen auch hier Gesteine
vor, deren Serpentinisierung mehr oder weniger weit fortgeschritten
ist, in anderen noch stärker zurückgeblieben und das Ursprungsgestein
selbst bei makroskopischer Beobachtung noch relativ gut erhalten
scheint.
Der Serpentinfels hat auch am Hohenstein die bereits oben
geschilderte physikalische und morphologische Beschaffenheit, nur ist
derselbe hier bedeutend reicher an Magnetit als der vorige, daher
eine nicht unbedeutende Einwirkung auf die Magnetnadel äußert;
auch ist der Magnetismus ein polarer, jedoch weist er nicht jene
Intensität auf, wie wir solche zum Beispiel am Weigelith und den
Marchitserpentinen von Kratzdorf und Großwürben zu beobachten
Gelegenheit hatten. Faseriger Chrysotil fehlt auch dem Serpentinfels
vom Hohenstein nicht. —
- Von den Ursprungsmineralien ist noch zu erkennen: viel rund-
körniger Olivin oder kleinkörnige Aggregate desselben; ferner lang-
prismatischer Enstatit, der infolge seiner dichtgedrängten Spalt-
risse nach (110) feinfaserig wird und auf (100) starken Perlmutterglanz
entwickelt; dagegen scheint Diallag, beziehungsweise Diopsid zu
fehlen. — Umwandlung beider Ursprungsmineralien in Serpentin ist
insbesondere deutlich zu verfolgen an dem dünnstengeligen Enstatit,
dessen Stengel allmählig’ im Serpentin verschwinden ; dessenungeachtet
ist die Menge der frischerhaltenen Ursprungsmineralien, insbesondere
des Enstatits im vorliegenden Gestein nicht unbedeutend.
Im ganzen Gestein verteilt begegnen wir häufig Nestern von
feinkörnigen, zum Teil auch schuppigen Aggregaten und oktaedrischen
Kriställchen des Chromits, dessen Farbe einsenschwarz und braun-
158 Franz Kretschmer. [158]
[2
schwarz bei starkem Metallglanz. U. d. M. erkannte ich zumeist
0 (111) sowie auch 0.o O & (111). (100). Ueberhaupt sind die
Serpentinfelse des Niklesgrabens im Vergleich zu den anderen Serpen-
tinfelsen auf unserem Gangzuge auffallend reich an Chromit.
Akzessorisch ist, wie bereits oben auseinandergesetzt, Magnetit;
ferner Beschläge und Ueberrindungen von Kalzit und amorphe
Kieselerde, die wahrscheinlich zum Opal gehört; stellenweise häufen
sich solch sekundäre Ausscheidungen besonders an und sind im Gestein
allgegenwärtig. Feldspäte scheinen auch diesem Vorkommen ganz zu
fehlen. —
d) Bielenit am Hohenstein im Niklesgraben.
Gleichwie am großen Lerchberg, stieß Verf. auch am Hohenstein
auf mehrere umherliegende, viele Kubikmeter große Blöcke des
Ursprungsgesteins, das sich schon. makroskopisch als ein schwarz-
graues feinkörnigesGemenge mannigfaltiger Pyroxene
zu erkennen gab, also kein Serpentinfels vorliegt, mit diesem je-
doch durch alle möglichen Uebergänge verknüpft ist. U. d. binok. M. an
Streupräparaten tritt uns ein hochinteressantes, innig verfilztes Gewebe
von herrschenden Pyroxenen entgegen. Es ist wesentlich ein grünlich-
und gelblichweißer Enstatit mit stark perlmutterglänzendem Diallag
verwachsen. Letzterer, ist durch seine Teilbarkeit nach (100) und
dessen Glanz charakterisiert; dagegen die Kristalle des Enstatits
durch die kurz- bis langsäulige Form © P » (100). P %& (010),
ihre vollkommene Spaltbarkeit nach (110) und durch eine solche nach
(001) sowie Querabsonderung senkrecht c ausgezeichnet sind. Die
Enstatitsäulen werden zuweilen terminal von einem konvex abgerundeten
oP (001) begrenzt. Beide Pyroxene sind miteinander derartig ver-
wachsen, daß ihre Trennung auf Schwierigkeiten stößt. — Als dritter
wesentlicher Gemengteil beteiligt sich auch in diesem Gestein ein
olivgrüner bis gelbgrüner rundkörniger Olivin mit vorwaltend größeren
Körnern, doch ist bereits ein Teil dieses Olivins auf dem Wege der
Umwandlung zu Serpentin ungleich weit fortgeschritten. Wo die
Serpentinisierung beginnt, dort finden sich auch die Nester von
körnigem, schuppigem und oktaedrischem Chromit, jedenfalls ein
Ausscheidungsprodukt des im Olivin steckenden Chrom- und Eisen-
gehalts. Sämtliche Hauptgemengteile enthalten etwas Magnetit ein-
gesprengt; die Menge des im Serpentin sekundär ausgeschiedenen
Magnetits, der auch die Maschenschnüre bildet, ist natürlich viel
größer. Schon u. d. binok. M. gelingt die Feststellung, daß die
Pyroxene in unserem frischen Gestein auf die Zwickel zwischen
den großen unversehrten, halb- oder ganzserpentinisierten Olivin-
körnern beschränkt sind, es wäre dies also jene Intersertal-
struktur, wie wir sie auch an den Peridotiten des Liegendzuges
beobachtet haben und wie man sie an jedem Diabas zu sehen Gele-
genheit hat.
Durch obige Ergebnisse der makroskopischen Untersuchung ist
festgestellt worden, daß das Ursprungsgestein am Hohenstein ebenfalls
ein Bielenit ist, der zum größten Teile der Serpentinisierung
anheimgefallen ist, dessenungeachtet ist noch genug frisches Gestein
[159] Der metamorphe Dioritgabbrogang im Schnee- und Bielengebirge. 159
erhalten geblieben, um auf das früher herrschende Ursprungsgestein
rückschließen zu können.
Gleichwie die Serpentinfelse des Liegendzuges, bedecken sich
die Serpentinfelse im Niklesgraben am Tage den Atmosphärilien aus-
gesetzt, an ihrer Oberfläche rings umher mit einer 3 bis 10 mm
dicken graulichweißen Verwitterungsrinde, welche wesent-
lich aus Leukophit (Weißserpentin) besteht, im Gegensatz zu dem
düsteren und schwarzgrünen gemeinen Serpentin. Der Leukophit
zeigt zum Teil die typische Maschenstruktur des Olivinserpentins,
worin man Säulen des Enstatits oder Kristalloide des Diallags
von gutem Erhaltungszustande erblickt oder derselbe besitzt die
regellose und enge Maschenstruktur des Pyroxenserpentins, wenn
auch Enstatit und Diallag der Serpentinbildung zum Opfer gefallen
sind. Durch die Verwitterung wird auch in diesem Falie die sphäro-
idische Grundanlage des Serpentins, so recht offenbar und kann alsdann
im Leukophit um so besser erkannt werden.
e) Der Dunitstock am kleinen Lerchberg, Niklesgraben.
Gegenüber dem großen Lerchberg, getrennt durch den Nikles-
graben, fand ich auf dessen Rechtsgehänge, beziehungsweise dem
kleinen Lerchberg in der sogenannten Waldstrecke „Auf der Laim-
grube“ 1) zu meiner nicht geringen Ueberraschung keinen Serpentin,
sondern ein frisches, sehr feinkörniges Gestein grauer
und grünlichgelb melierter Färbung, das bei makrosko-
pischer Betrachtung sofort als Peridotit erkannt wurde und das
nur im untergeordneten Maße parziell der Serpentinisierung unter-
worfen war. Die geologische Erscheinungsform ist gleichwie bei den
anderen Vorkommen des Niklesgrabens, die eines stehenden
Stockes, welcher den kleinen Lerchberg zusammensetzt, der zur
Gänze aus solchem frischem Peridotit besteht. —
Die Untersuchung u. d. b. M. an Streupräparaten ergab alsdann,
daß den Hauptgemengteil des Gesteins Olivin bildet, hierzu gesellt
sich als Nebengemengteil etwas Diallag und zuletzt in reichlicher,
jedoch schwankender Menge Chromit; Maenetit ist bloß akzessorisch
eingesprengt, demzufolge sich das Gestein in Bezug auf die Magnet-
nadel gänzlich indifferent verhält. --- Es kann also kein Zweifel darüber
bestehen, daß wir es im vorliegenden Falle mit einem echten Dunit-
körper zu tun haben, welcher uns die merkwürdige Spaltfähigkeit
des peridotit- und pyroxenitischen Magmas mit seiner vielgestaltigen
Mannigfaltigkeit deutlich vor Augen führt. —
Der Olivin ist grünlichgelb und hellgelb bei starkem Glasglanz,
er bildet große Kristallindividuen und unregelmäßige Körner, welche
in ein Aggregat kleinster Körner aufgelöst erscheinen, Spaltbarkeit
vollkommen parallel (010), unvollkommen nach (001) sowie unregel-
mäßige Zerklüftung. Wahrscheinlich ist, daß der braungelb gefärbte
Olivin dem eisenreichen Hyalosiderit beizuordnen wäre? Dagegen
!) Diese, sowie alle übrigen Lokalitätsbezeichnungen im Niklesgraben sind
den fürstlich Liechtenstein’schen Forstkarten entnommen und können auf Zuver-
lässigkeit von alters her Anspruch erheben.
160 Franz Kretschmer. [160]
der Diallag olivgrün, graugrün bis grünlichweiß gefärbt ist, mit
ausgezeichneter Teilbarkeit nach (100), daher auffallend klein- und
dünnblätterig wird, auf letzterer Fläche verbreitet sich starker metall-
artiger Perlmutterglanz. Das Mengenverhältnis von Olivin und Diallag
schwankt in. den verschiedenen Stufen und deren Fundorten (Stein-
brüche und natürliche Felsanstände) in ziemlich weiten Grenzen.
Der Olivin wird da und dort mit vereinzelten Säulchen des
Enstatits durchspießt, so wie auch der Diallag mitunter Umwandlung
in Hornblende eingeht. — Die Menge des Chromits ist auch
im vorliegenden Gestein bedeutsam; derselbe besteht aus feinkörnigen
bis feinschuppigen, untergeordnet oktaedrischen Aggregaten von
schwachem Metallglanz und eisenschwarzer bis tiefbrauner Farbe, er
bildet zahlreiche kleine Nestchen sowohl im Olivin als auch im
Diallag und gibt sich dadurch als Erstausscheidung kund. — Der in
diesem Gestein bloß eine untergeordnete Rolle spielende Serpentin
ist wohl zumeist aus dem Olivin hervorgegangen, derselbe ist berggrün
bis graugrün, glanzlos, matt und dicht; er unterscheidet sich übrigens
in keiner Weise von den anderen bisher beobachteten Olivinserpentinen.
Dünnschliffbild des Dunits vom kleinen Lerchbereg.
Im Dünnschliff u. d. P. M. finden wir, daß der Olivin tat-
sächlich als einziger Hauptgemengteil das mikroskopische
Bild beherrscht und ungefähr mit 90°/, an der Gesteinsmasse beteiligt
ist; — untergeordnete primäre Nebengemengteile sind
anwesend, Diallag, im Olivin porphyrisch ausgeschieden, ferner
große Einzelkristalle der farblosen Hornblende (Achromait), im
Olivin eingeschlossen, außerdem klein gediehene Enstatite und end-
lich viel Chromit, geringe Mengen von Ilmenit und Magnetit; die
Erze hauptsächlich im Olivin ausgeschieden. Von sekundären Neu-
bildungen sind anzuführen: Aktinolith nebst Asbest, Antigorit,
Chrysotil und gemeiner Serpentin und endlich kleine Titanite. Wir
wollen nun an die nähere Betrachtung der Komponenten gehen.
Was den einzigen Hauptgemengteil, den Olivin betrifft, so
konstatieren wir sofort die auffällige Tatsache, daß derselbe durchwegs
zu einem kleinkörnigen Grus aufgelöst erscheint; die zahllosen
Körner sind farblos, besitzen ein auffallend hohes Relief und breite
dunkle Ränder der Totalreflexion, auf hohe Lichtbrechung hinweisend;
dazwischen verbreitet sich auf den zahllosen Spaltrissen und Sprüngen
eine gelbgrüne, niedriger brechende Olivinsubstanz, welche homoox
erscheint und wahrscheinlich zum Villarsit gehört, welcher den
Beginn der Umwandlung auf dem Wege nach dem Serpentin anzeigt.
Nur mit Mühe gelingt es stellenweise nach Maßgabe der gleichen
optischen Orientierung die unversehrten ganzen Olivinkristalle zu
rekonstruieren und wir sehen an den scharf zugespitzten Basisschnitten
mit der höchsten Doppelbrechung —a = 0'036, daß die Kristalle
vor ihrer Zerstörung von © P » (100). P (110) begrenzt waren,
versehen mit groben Spaltrissen nach (010) und groben Sprüngen
ungefähr parallel (100). Auf dem daraus entstandenen Geäder wurde
der Villarsit weiterschreitend zu Antigorit, Chrysotil und gemeinen
[161] Der metamorphe Dioritgabbrogang im Schnee- und Bielengebirge. 161
Serpentin umgewandelt, sowie auch der Zerfall des Olivins zu
kleinkörnigem Grus stetig weiter fortgeschritten ist. Die Bildung
dieses Olivingruses ist also kaum das Resultat mechanischer Einwir-
kungen, demzufolge auch undulöse Auslöschung, beziehungsweise Kata-
klase nicht beobachtet wurde; es bliebe wohl unverständlich, warum
die im Olivin eingeschlossenen Diallage und Hornblenden nicht auch
der Vergrusung anheimfielen ?
Im Olivingrus liegen größere Ausscheidlinge von Diallag in
zugerundeten Körnern und quadratischen sowie rechteckigen Kristall-
schnitten gleichsam porphyrisch ausgeschieden; charakteristisch für
denselben ist die vollkommene Teilbarkeit nach (100), markiert durch.
scharfe parallele und geradlinige Spaltrisse; in Basisschnitten wurde
sodann festestellt, daß diese letzteren den Winkel der prismatischen
Spaltrisse nach (110) genau halbieren. Lichtbrechung etwas größer
als im Olivin, demzufolge höheres Relief und runzelige Oberfläche;
Doppelbrechung auf (010) 7—x = 0'024, dagegen auf (100) aber nur
0:007 was klargraue Interferenzfarben gibt. Die Auslöschungsschiefe
beträgt X c:c —= 38° im stumpfen Winkel ß,gemessen. Durchwach-
sungen mit Enstatit sind nicht vorhanden, dagegen finden wir zahl-
reiche kleine Olivinkörner darin eingewachsen, außerdem
sind alle Diallagschnitte mit Magnetit reichlich eingesprengt. —
In dem herrschenden Olivingrus ebenfalls porphyrisch ausge-
schieden, finden wir ferner große zugerundete Körner und Kristalle
einer farblosen, nicht pleochroitischen Hornblende be-
grenzt entweder bloß von © P (110) oder © P (110). © P w (010),
was wir an Basisschnitten feststellen konnten, sowie die ausgezeichnete
Spaltbarkeit nach dem Amphibolprisma X — 124°5°, Diese selbständige
Formenentwicklung unserer Hornblende spricht jedenfalls für pri-
märe Entstehung und gegen eine Neubildung auf Kosten des Diallags.
Die Lichtbrechung ist bedeutend geringer als im Diallag und zwar
n — 1:64, jedoch die Doppelbrechung etwas stärker, und zwar
1 = 0.027: ferner wurde die "Auslöschungsschiefe KL e:c — 260
im stumpfen Winkel ß gemessen, also abnorm hoch gefunden, wodurch
diese Hornblende dem Hastingsit nahe stehen würde, wenn nicht ihre
Farblosigkeit sowie mangelnder Pleochroismus dagegen streiten möchte;
nur stellenweise konnte ein sehr schwacher Pleochroismus erkannt
werden: a farblos, b blaßgrünlichgelb, c unbekannt; demzufolge müssen
wir auch diese Hornblende dem Achromait beiordnen.
Der Enstatit in diesem Gestein ist spärlich und in auffallend
kleinen farblosen Kristallen vertreten, er hält sich gewöhnlich in der
Nähe der Erze auf, mit welchen er vielfach verwächst. Auch in
diesem Gestein kommt in der Gesellschaft des Enstatits der farblose
Hypersthen vor, welcher durch den optisch negativen Charakter
sowie seine höhere Doppelbrechung gekennzeichnet ist; beide Pyroxene
sind miteinander innig verwachsen und durch Uebergänge zu einer
Reihe verknüpft, gleichwie sie auch die bekannten gesetzmäßig nach
(100) eingeschalteten Ilmenitlamellen enthalten. —
Die Heimat der primären Erze, speziell des Chromits ist
der Olivin, worin er sich in großer Menge ausgeschieden hat; der
erstere enthält auch Einschlüsse von Olivin, was für die fort-
Jahrbuch d. E.k. geol. Reichsanstalt, 1917, 67. Band, 1. Heft. (F. Kretschmer.) 21
162 Franz Kretschmer. [162]
dauernde Ausscheidung der Erze wichtig erscheint. Im Gestein hier
und: dort zerstreut beobachten wir Titanit von höchster Licht- und
Doppelbrechung, welcher wohl aus Ilmenit umkristallisierte.
Neubildungen.
Unter diesen nimmt unser Interesse zunächst der Aktinolith
in. Anspruch, der teils in lanzettförmigen Einzelkristallen mitten
im Olivingrus eingeschlossen ist, teils aber zu ganzen Bündeln
vereinigt an der Peripherie des Olivins gegen Antigorit, beziehungs-
weise Serpentin liegt oder von den beiden letzteren rings umschlossen
wird. Die spießigen Kristalle des Aktinoliths haben die allgemeine Ge-
stalt eines Weberschiffels, sind nach c sehr lang gestreckt, an gen beiden
Enden länglich zugeschärft und zeigen grobe Quersprünge L c. Im
Schliff vollständig farblos, Lichtbrechung abnormal stark, demzufolge
hohes Relief n — 1'625, Doppelbrechung ungewöhnlich stark, und zwar
nach Maßgabe der violettroten Interferenzfarben am Ende Ir. Ord-
nung 7— a. — 0'033; weiters wurde die Auslöschungsschiefe c:c — 14
bis 15° im stumpfen Winkel ß gemessen. Zuweilen werden solche
Aktinolithaggregate sehr feinfaserig und bilden alsdann einen asbest-
ähnlichen feinhaarigen Filz. Aller Wahrscheinlichkeit nach ist
der Aktinolith sekundär aus dem Olivin entstanden, zu einer Zeit, als
die Antigorit-, beziehungsweise Serpentinbildung noch nicht begonnen
hat.. —
Zum ersten Male begegnen wir in unseren mannigfaltigen Ge-
steinen hier dem Antigorit. Derselbe ist an den Olivin, be-
ziehungsweise dessen Peripherie gebunden und besteht
aus teils parallel geradlinigen, teils vielfach gekrümmten sowie auch
rosettenförmig geordneten Blättchen, welche auf zwei aufeinander
senkrechten Richtungen hin optisch orientiert sind. Die Blättchen sind
optisch : zweiachsig, die negative Bisektrix steht senkrecht auf der
Blattfläche. Die Spaltung geht parallel (100), es ist also a—=a, b=«,
c—b,; demzufolge optischer Charakter des Minerals negativ, im
Gegensatz. zu dem positiven Chrysotil. Im Schliff ist der Antigorit
gelblichgrün, der Pleochroismus kräftig. lauchgrün, wenn das Licht
parallel, farblos wenn es senkrecht zu den Spaltflächen schwingt.
Nachdem das Relief .erst bei völliger Kondensorsenkung deutlich wird,
ist die Lichtbrechung schätzungsweise n—1'6, die Doppelbrechung
nach Maßgabe der hellgelben Interferenzfarben —0=0'010, also
dem Enstatit entsprechend.
- Die Bildung von gemeinem Serpentin hat in diesem Gestein
nur im relativ beschränkten Maße um sich gegriffen, wo das der Fall,
läßt er. noch, unter X Nicols die Konturen des Olivingruses
deutlich erkennen; mit der fortschreitenden Körnerverdichtung
verschwinden jedoch die gedachten Umrisse und gehen in der aus
Faserbalken zusammengesetzten Serpentinmasse auf, deren Licht-
brechung, gleich der des Kanadabalsams, die Doppelbrechung y— a =
=='0'005 nach dem graublauen Interferenzfarbenton ist.
‚., Bezüglich der Struktur des Nikleser Dunits wurde die Fest-
stellung gemacht, daß der Diallag sowohl als auch die Hornblende
[163] Der metamorphe Dioritgabbrogang im Schnee- und Bielengebirge. 163
porphyrisch unter den Ölivinaggregaten auftreten, was zu der
weiter oben auch am Bielenit beobachteten ophitischen Struktur
führt. Die Ausscheidungsfolge ist also: Erze, sodann Diallag
und Hornblende (Achromait) vor Olivin. |
Wir staunen über die Spaltungsfähigkeit des peridotitischen
Magmas, welches auf so kurze Entfernung die Tatsache -zuwege
brachte, daß östlich des Niklesgrabens Bielenit, westlich des letz-
teren Dunit auskristallisierte.e Ebenso auffallend und widerspruchs-
voll ist die weit fortgeschrittene Serpentinisierung des
Bielenits und der relativ frisch erhaltene Zustand des
hanschbarten Dunits. —
f) Niklesitserpentinfels auf der Höhe „Bei den borbesen Katzen‘.
Ein neuer Pyroxenit: Andiopsid, Enstatit und Diallag.
Am Linksgehänge des Niklesgrabens verbleibend und auf dem
allgemeinen Streichen gegen NNO fortschreitend, gelangen wir auf
jenen dominierenden Bergkegel, der in den Forstkarten mit; dem
fragwürdigen Namen: „Bei den borbesen Katzen“ belegt: ist; derselbe
liegt hinter dem vorhin genannten kleinen Lerchberg und bildet
einen gewaltigen Serpentinstock, von Biotitaugengneis um-
schlossen; worin man schon makroskopisch zahlreiche Enstatit- und
Diallag- Individuen erkennt; ferner sehen wir vielen nestförmig
ausgeschiedenen Chromit. Auf den Strukturflächen finden sich
sekundäre Ueberrindungen von weißem Kalzit, zum Teil in der Form
steiler, spitzer Rhomboeder kristallisiert und zu Drüsen verbunden.
Uebrigens hat dieser dunkelgrüne Serpentinfels, äußerlich viel
Aehnlichkeit mit dem Gestein vom großen Lerchberg und dem
Hohenstein, dessenungeachtet hat er ‚eine wesentlich andere ‚mine;
ralische Zusammensetzung.
Bei der Untersuchung u. d. binok. M. an ‚Streupräparaten nimmt
die Menge der erhalten gebliebenen Ursprungsmineralien bedeutend
zu und wir erkennen, daß sich an der Zusammensetzung des Ursprungs-
gesteins nach ihrem abnehmenden Mengenverhältnis. wesentlich:
Diallag und Enstatit beteiligen, den Andiopsid vermögen wir vom
letzteren nicht zu trennen, dagegen der Olivin nur im untergeordneten
Maße vertreten ist. Obwohl das Mengenverhältnis von Diallag zu
Enstatit Schwankungen unterworfen ist, derart daß:bald der Diallag,
bald der Enstatit vorwaltet, so herrscht dessenungeachtet zumeist
der erstere vor; er ist stets durch seine Teilbarkeit nach (100) auf-
fällig, was die blätterige Struktur seiner Körner und Kristalloide be:
dingt; auf letzterer Fläche liegt in der Regel ein metallischer Schiller
oder bloß metallartiger Perlmutterglanz; er ist mit’ graugrünlicher
oder grünlichweißer Farbe durchsichtig. — 'Der Enstatit ist als
kurz- und langprismatische Säulen kristallisiert, er ist durch- seine
Spaltbarkeit nach (110) und Querabsonderung annähernd nach (001)
charakterisiert sowie die dadurch bedingte faserige Struktur als auch
starkem Perlmutterglanz ausgezeichnet. — Der Olivin ist nur in
wenigen, meist größeren Körnern und Kristallen vertreten; durch
Verwitterung matt und gelblich, übrigens ähnlich den -übrigen : Vor-
21*
164 na Krstaskikien, [164]
kommen auf unserem Gangzuge, ohne etwas bemerkenswertes Neues
darzubieten.
Der Hauptgemengteil unseres Niklesitserpentins ist natürlich
der Serpentin, der jedoch das wiederholt, was wir bereits an den
übrigen Vorkommen des Niklesgrabens beschrieben haben. Die Menge
(der sekundären Regenerationen des dichten Serpentins zu
faserigem Chrysotil ist in diesem Gestein bedeutsam; der letztere
überzieht fast alle Strukturflächen, welche meistHarnischen gleichen
oder er füllt die Spalten und Adern des Serpentins aus; seine
abwechslungsreichen Farben sind schwarzgrün, weingelb und bläulich-
weiß. Auch dieser Serpentinfels enthält viele und größere Nester
von eisenschwarzem und tiefbraunem Chromit ausgeschieden. Außer-
dem ist der Serpentin mit Magnetit eingesprengt, dessen Menge so
gering ist, daß das Gestein ohne Einfluß auf die Magnetnadel ist. Der
Diallag zeigt sich auch an diesem Gestein gegen Serpentinisierung
weit widerstandsfähiger als die übrigen Komponenten. —
Dünnschliffbild von dem Niklesitserpentinfels.
U. d. P. M. finden wir, daß die Serpentinisierung in
diesem Gestein ziemlich weit fortgeschritten ist und daß
sich Re nicht zu viele Reste der Ursprungsmineralien erhalten
haben. Dessenungeachtet ist ihre Menge hinreichend genug, um auf
das Ursprungsgestein mit einiger Sicherheit schließen zu können, da-
nach wär dasselbe aus den folgenden primären Hauptgemeng-
teilen zusammengesetzt, und zwar ihrem absteigenden Mengenver-
hältnis nach geordnet: Andiopsid, Enstatit und Diallag, ak-
zessorisch ist Chromit, Ilmenit und Magnetit. Es liegt hier der
interessante Fall vor, daß die beiden stofflich nahe ver-
wandten, mikroskopisch-optisch sehr verschiedenen
monoklinen Pyroxene, Andiopsid und Diallag gleich-
zeitig nebeneinander vertreten sind. Eine dergestaltige
ternäre Kombination rhombischer und monokliner Pyroxene war
bislang in der Pyroxenitenfamilie nicht bekannt und wird demzufolge
für diesen neuen Pyroxenit der Kürze halber der Name Niklesit,
nach dem Orte seines Vorkommens in Vorschlag gebracht. Die ge-
dachten Pyroxene zeigen folgendes Verhalten:
Der Andiopsid ist im Schliffe farblos bis gelblichgrün; er
zeigt keine Kristalle, sondern nur sehr unregelmäßige, durch ‚die
Serpentinisierung abgenagte oder mehr weniger zerstörte Individuen;
diese besitzen ein parallelblätteriges bis krummblätteriges Kleingefüge
und erscheinen dadurch hervorragend charakterisiert. Diese mikro-
syopisch feinen Lamellen, beziehungsweise Spindeln bestehen aus
einer dem Diallag verwandten Substanz von etwas kleinerer, jedoch
noch immer hohen Doppelbrechung und sind ihrem Wirth durchwegs
parallel (110) eingewachsen. Die Lichtbrechung des Andiopsids ist -re-
lativ niedrig und schätzweise gleich derjenigen des Enstatits n = 1°67;
dagegen ist die Doppelbrechung hoch 7—a — 0'030, demzufolge die
reingelben und orangegelben Interferenzfarben am Ende der II. Ord-
nung. Achsenebene ist (010), die Auslöschungsschiefe auf (010) e:c =
[165] Der metamorphe Dioritgabbrogang im Schnee- und Bielengebirge, 165
— 41° im stumpfen Winkel ß, jedoch sind solche: Schnitte selten. In
den Basisschnitten bekommen wir die grobrissige Spaltbarkeit nach
dem Pyroxenprisma zu sehen, sowie die Teilbarkeit nach (100) eben-
falls scharf ausgeprägt zu sein pflegt. — .
Sehr charakteristisch sind die Verwachsungen. des Ken
diopsids mitLamellen des Enstatits, wobei (100) des ersteren
parallel liegt mit (100) des letzteren, so wie auch’die Prismenflächen
beider zusammenfallen; diese Verwachsung tritt durch die große
Differenz der Doppelbrechung auffällig hervor. Ebenso wichtig ist die
Verwachsung des Diopsids mit vielen Lamellen des Ilmenits,
welcher parallel den Spaltrissen nach (100) eingeschaltet; es ist. die-
selbe Erscheinung, die sich am Enstatit wiederholt; überhaupt kommen
beide Minerale gern in die Nähe der Erze zu liegen. Andiopsid und
Enstatit sind überall miteinander innig verwachsen, so zwar daß
ihre Reste fast durch den ganzen Schliff verbreitet sind, wo sie dem
herrschenden Serpentin inliegen.
Bezüglich des Enstatits können wir uns auf die Schildbrihg
bei den oben betrachteten Gesteinen des Niklesgrabens beziehen. Auch
hier begegnen wir den unvollständigen, durch“ die Serpentinisierung
verunstalteten Individuen, für welche der krummlinige und ge-
wundene Verlauf der 'Spaltrisse nach (110) stets charakteristisch
bleibt und auf tordierte Kristalle verweist, zumal auch undulöse
Auslöschung auf mechanische Einwirkungen Schließen läßt. In noch
stärkerem Maße als Andiopsid ist der Enstatit mit vielen Ilmenit-
lamellen parallel (100) verwachsen, welcher in keinem Schnitte
aus der Prismenzone fehlen und welche gegen die Kristallenden hin
beiderseits auskeilen, also spindelförmig erscheinen. Außerdem begegnen
wir im vorliegenden Enstatit ziemlich häufig der Einschaltung von
Diallaglamellen in der bekannten gesetzmäßigen Weise, daß in
Schnitten nach (100) beide Minerale gerade auslöschen, dagegen in
solchen nach (010) die Lamellen des Diallags schief auslöschen, und
zwar öfters symmetrisch nach den beiden Seiten von (100), weil sie in
Zwillingsstellung sich befinden. An die Stelle von,Diallag kann auch
Diopsid treten, jedoch ist diese Verwachsung dann allemal parallel
gerichtet. —
Der Diallag kommt meist in gut erhaltenen undlidhien größnien
Körnern vor, stets mit der für ihn charakteristischen: vollkommenen
Teilbarkeit nach (100) ausgestattet, deren Verlauf in Schnitten nach'e,
parallel der prismatischen Spaltbarkeit geht; außerdem: ist daselbst eine
absätzige Spaltbarkeit parallel (001) in den meisten Schnitten zu .be-
merken. In Basisschnitten sehen wir die beiden ersteren Spaltbarkeiten
durch grobe Spaltrisse markiert, und zwar derartig, daß die Spaltrisse
nach (100) den prismatischen Spaltwinkel halbieren, Im Schliff farblos
bis blaßgraugrün; Lichtbrechung hoch, stärker als im Olivin:n = 1:69;
wegen der im Diallag enthaltenen massenhaften Punkteinschlüsse
kommt die Höhe der, der Doppelbrechung entsprechenden Interferenz-
farben nicht zur Geltung, sondern nur getrübte mißfarbige Töne.
Achsenebene ist (010), schiefe Auslöschung BRBIEICHBEG, he fehlen
geeignete Schnitte zu deren vollen Auswertung.
166 Franz Kretschmer. [166]
"Verwäachsungen des Diallags mit Enstatit nicht beobachtet,
dagegen'sind Einschlüsse desAndiopsids im Diallag häufig;
die Punkteinschlüsse im Diallag dürften wohl staubförmig beigemengtem
Ilmenit zuzuschreiben sein.
* Außer den angeführten Hauptgemengteilen wurden in den Schliffen
auch-da und dort einzelne Olivinkörner, als akzessorische pri-
‚märe ‚Gemengteile angetroffen. — Von den Erzen ist speziell der
‚Chromit massenhaft im Andiopsid primär ausgeschieden,
sekundäre, ,Erzausscheidungen finden wir massenhaft im
Serpentin, ohne aber die bekannten Maschen zu formen, vielmehr
zu ‚Streifen: (Balken) geordnet oder zu Haufen versammelt.
Von den Neubildungen ist selbstverständlich gemeiner
Serpentin als weitaus vorherrschender Hauptgemengteil zu nennen,
bezüglich: dessen Mikrostruktur hervorzuheben ist, daß er. meist aus
querfaserigen Balken besteht, die wir dem Metaxit zurechnen,
dagegen die vielen radialfaserigen Körner dem Pikrolith bei-
ordnen. Im Anfangsstadium der Serpentinbildung können wir in der
‘Anordnung. der Faserbalken noch die langprismatischen Formen des
Enstatits und Andiopsids, ja die Feinfaserigkeit des letzteren noch
deutlich unterscheiden, bis auch diese in der einheitlichen Serpentin-
masse aufgehen und mit. der fortschreitenden Kornverdichtung die
Doppelbrechung abnimmt, so wie die Menge der isotropen Balken in
stetiger Zunahme begriffen ist, Nachdem der Olivin nur in vereinzelten
kleinen Körnern vorkommt, so sind auch von Maschenstruktur kaum
Spuren vorhanden; dasselbe gilt von. der sogenannten Gitter- und
Fensterstruktur, obwohl unser Serpentin hauptsächlich aus den obge-
schilderten drei Pyroxenen entstanden ist. —
Wenn R. Reinisch in seinem trefflichen „Petrographischen
Praktikum II“ (I. Aufl. 1904, pag. 104) sagt: „Die Maschenstruktur
ist der Ausdruck der Chrysotilnatur, die Gitter- und Balkenstruktur
für den Antigoritcharakter des Serpentins“, so ist das in dieser All-
gemeinheit kaum richtig. Chrysotil ist an die Maschenstruktur eben-
sowenig als Antigorit an Gitter- und Balkenstruktur geknüpft. Maschen-
struktur entwickelt sich sowohl in den Serpentinen nach Peridotiten,
als auch nach Pyroxeniten, dieselbe ist im Anfangsstadium von der
Kristallform, der Spaltbarkeit und Zerklüftung der Ursprungsmineralien
abhängig, sie geht stetig fortschreitend der Kornverdichtung entgegen
unter Zunahme der isotropen Balken, welche immer engmaschiger ge-
strickt erscheinen und führt endlich zur Ausbildung von sphäroidischer
Mikrostruktur des gemeinen Serpentins, beziehungsweise des Leu-
kophits. —
Verlassen wir den Niklesgraben und wenden uns auf dem all-
gemeinen Gebirgsstreichen NNO gegen das obere Marchtal, wo es
als Quertal ausgebildet unseren lakkolithischen Dioritgabbrogang
durchschneidet, so würden wir auf jenes Serpentinvorkommen von
Walbergsdorf nächst Mähr.-Woitzdorf stoßen, worüber der altbe-
kannte Naturforscher F. Kolenati in seinem Werke: „Die Mineralien
Mährens und Oesterr.-Schlesiens“ (Brünn 1854) pag. 59 berichtet, was
folgt: „Bronzit blätterig im Serpentin von Walbergsdorf bei Golden-
stein“ (?); ferner „Diallag großblätterig im Serpentin von Walbergsdorf
[167] Der metamorphe Dioritgabbrogang im Schnee- und Bielengebirge. 167
bei Goldenstein“ (?). Letztere Angabe ist sehr ungenau, denn Walbergs-
dorf liegt nicht bei Goldenstein, wöhl aber ist, wie erwähnt, Mähr.-
Woitzdorf der nächste größere Ort.
Verf. hat sich bemüht, dieses Vorkommen aufzufinden, doch.
waren alle seine diesfalls angestellten Bemühungen bei Walbergsdorf
ohne Erfolg; auch die von dem Lehrer. Herrn Rudolf Hanke in
Goldenstein über meine Bitte gemachten Nachforschungen. führten. zu
dem negativen Ergebnis, daß Serpentinfels bei Walbergsdorf nicht
vorkommt. Es ist möglich, daß hier eine Verwechslung mit Weigels-
dorf vorliegt?
upner den Binlanik. im Steinbruche zwischen Wildschütz und.
Sörgsdorf.
Dieses altbekannte Vorkommen liegt südlich der Reichsstraße
von Wildschütz nach Sörgsdorf, und zwar auf der Höhe bezeichnet
mit Kote 350 m (der Spezialkarte 1:75.000). Der Aufschluß, ein kleiner:
Steinbruch, worin Straßenschotter gebrochen wurde, liegt ungefähr!
300 Schritte von der gedachten Zahl 350 südlich entfernt, in der
Nähe eines dort einschneidenden Wasserrisses. '
A. v. Lasaulx!) hat dieses merkwürdige Gestein schon früher,
und zwar als a egahbun: beschrieben, von dem er sagt, daß es
makroskopisch als eine pechschwarze, dichte Masse erscheint, in der
man vereinzelt weiße Flecken wahrnimmt, die u. d. M. als Plagioklas
enthüllt werden. Derselbe unterscheidet zwei Ausbildungen des Gesteins,
je nachdem zum Olivin und Diallag mit Hornblende noch Plagioklas
als wesentlicher oder untergeordneter Gemengteil hinzutritt; akzes-
sorisch werden Korund, Magnetit, Löllingit und Magnetkies angeführt.
Der Olivin zeigt im Schliff einen Serpentinsaum, der oft ein dreifaches
Stadium. der Zersetzung erkennen läßt. Seit dieser Zeit ist dieses
interessante Vorkommen der Wallfahrtsort zahlreicher Mineralogen und:
Petrographen.
Mit dem Gabbro von Sörgsdorf sind Amphibolite vergesellschaftet,
die stellenweise ganz von Korund erfüllt sind; derselbe Olivingabbro
weist auch serpentinisierte Partien auf und durchbricht nach demselben
Autor Hornblendegneis. ’
Nach J. Guckler?) ist der gedachte Olivingabbro „an: der
Dioritgrenze emporgestiegen, rings um denselben stellen sich die
serpentinisierten Hornblendeschiefer, die oft Fleckschiefern ähnlich
sehen, steil empor und fallen vom Kerne ab“.
Daß das in Rede stehende Gestein kein Gabbro ist, wie Lasaulx
und Guckler meinten, dafür spricht nicht nur das hohe spezifische:
Gewicht desselben, die gegen Olivin und Diallag nebst Enstatit ver-
schwindend kleine Menge Feldspat in dem weitaus überwiegenden
Gesteinsanteil; durch die eisenschwarze Farbe ist das Gestein äußer-
lich vielmehr einem Magneteisenerz, denn einem Gabbro ähnlich.
1) Jahresbericht der schlesischen Gesellschaft für 'vaterländische "Kultur
Breslau 1875, pag. 59 und Jahrb. f. Min., Geol. u. Paläont. 1878, pag. 839.
2) Jahrh. d. k. k. geol; R.-A. 1897, 47. Bd., pag. 157.
168 ' Franz Kretschmer. [168]
Und in der Tat ist das Gestein sehr eisenreich, wie wir uns an der
Hand der ‘unten folgenden chemischen Analyse überzeugen werden;
übrigens hat das in Rede stehende Gestein nicht entfernt die chemische
Zusammensetzung eines Gabbros, sondern diejenige eines ultrabasischen
Spaltungsproduktes von dioritisch-gabbroider Abstammung. Es ist ent-
schieden ein Peridotit, der keineswegs vereinzelt dasteht, sondern
im Zusammenhange mit den übrigen ultrabasischen Gliedern unseres
peridotit- und pyroxenitischen Eruptionsgefolges betrachtet werden
muß, in dessen langer Kette er bloß ein Glied bildet. Dieser höhere -
Zusammenhang war Lasaulx sowie Guckler gänzlich unbekannt. —
An dem reichlich aufgesammelten Stufenmaterial konnte ich
makroskopisch unter Zuhilfenahme des binok. M. folgende Beobach-
tungen anstellen, und zwar sind die wesentlichen Komponenten dieses
überaus feinkörnigen eisenschwarzen Gesteins Olivin und
Diallag nebst 'faserigem Enstatit und wenig Plagioklas als
Nebengemengteilen, da und dort wenig schwarzgrüne Hornblende,
welche aus dem Diallag entstanden, eine große Menge Magnetit
hauptsächlich im Olivin eingesprengt. —
Der Diallag ist olivengrün und grasgrün, im durchfallenden
Licht grünlichweiß bis farblos, von ausgezeichneter blätteriger Teilbar-
keit nach (100); meistens Körner, dagegen die Kristalle des Diallags
lediglich kurze quadratische Pyroxenprismen zur Geltung bringen,
auf (100) häufig aber nicht immer metallartiger Schiller. In manchen
Stufen 'bemerkt man noch eine zweite, und zwar schwarzbraune
Varietät (des Diallags, in welcher nestförmig lauchgrüner Diallag ver-
teilt erscheint. In anderen Stufen nimmt die Menge des Diallags stark
zu, derselbe wird großblätterig glimmerähnlich, zumal sich zu der
Spaltung nach © P (110) und der vollkommenen Teilbarkeit nach (100)
auch noch eine solche nach (001) gesellt, dann die dünnen hellgrün-
lichen 'bis farblosen Spaltblättchen oktogonal von © P (110). o Po
(100) 'begrenzt erscheinen (siehe Skizze Fig. 26). — Der Olivin ist
zumeist in gerundeten Körnern mit geringer Spaltbarkeit oder un-
regelmäßiger Zerklüftung vertreten, erscheint grünschwarz, auch
schwarzbraun, zum Teil braungelb im durchfallenden Licht grünlich,
bräunlich und weingelb; eine eisenreiche Varietät desselben orange-
gelb, teils undurchsichtig wegen der Erzinterpositionen. Aber auch
Kristalle .des Olivins, sie werden meist von
"„@P(110) .© P% (010).2 P% (021). Po (101)
u,“ b K d
begrenzt, auch Berührungs- und Kreuzzwillinge kommen vor (siehe
nebenseitige Skizze Fig. 26); derselbe zeigt in den frischen Stufen
nur geringe Neigung zur Umwandlung in Serpentin, in anderen da-
gegen befindet er’ sich auf dem Wege fortschreitender Serpentinisie-
rung. —— Der dritte Hauptgemengteil besteht aus feinfaserigem, grau-
grünem Enstatit, dessen Strähne und breite parallele Stengel, wie'
gewöhnlich, mehr oder weniger verbogen und gekrümmt sind. —
Als Nebengemengteil vertreten sind vereinzelte Körner und Partikel
von Plagioklas, selten in der Weise vertreten, daß er sich schon
makroskopisch als weiße Flecken bemerkbar machen würde. Außerdem
[169] Der metamorphe Dioritgabbrogang im Schnee- und Bielengebirge.. 169
hat man in den drusigen Räumen desselben Gesteins die sekundäre
Bildung von weißen, bartförmigen Zeolithen beobachtet. Das hohe
spezifische Gewicht solcher eisenreicher Stufen ließ auf das Vor-
handensein großer Mengen von Magnetit schließen; und in der Tat
Fig. 26.
Diallagblatt nach (001).
PER)
DER
Olivinkristalle mit Serpentinadern, Poren und Löchern.
zeigt unser Bielenit einen nicht unbedeutenden Einfluß auf die Magnet-
nadel, wenn auch nur von schwacher Polarität. —
Schließlich muß noch eines wichtigen Uebergemengteils in dem
Sörgsdorfer Bielenit gedacht werden: In auf der Bruchsohle umher-
Fig. 27.
Korund-Einsprengling im Bielenit, Sörgsdorf.
Zentraler Durchschnitt,
liegenden losen Trümmern unseres Gesteins, welche sich in einem
fortgeschrittenen Zustande der Serpentinisierung befinden, sind vom
Verfasser runde, haselnußgroße Körner von braunem Korund por-
phyrisch eingewachsen gefunden worden (siehe Fig. 27). Diese
Jahrbuch d., k. k. geol. Reichsanstalt, 1917, 67. Band, 1. Heft. (F. Kretschmer.) 92
170 Franz Kretschmer. 1170]
Körner haben einen Durchmesser von 9—12 mm; sie erscheinen
keineswegs homogen, sondern zusammengesetzt aus einem schmirgel-
ähnlichen feinkörnigen Aggregat, worin blaugraue bis meergrüne
Korundkristalle liegen, welche deutlich polysynthetische Lamellentextur
sowie auch Zonarstruktur zeigen. Diese Korundeinsprenglinge dürften
wohl auf den Kontakt des Bielenits mit den umschließenden Feldspat-
Amphiboliten beschränkt sein? Auch v. Camerlander!) berichtet
von hier über Korund, bis haselnußgroße Körner (keine Kristalle)
weiß und blau, zuweilen im zonaren Wechsel, mehr oder weniger
pelluzid, optisch zweiachsig, stellenweise reichlich im „Amphibol-
schiefer“, der den „Olivingabbro“ begleitet.
Die meisten Stufen des frischen Bielenits in unserem Stein-
bruche repräsentieren im allgemeinen ein inniges Gemenge von
Olivin und Diallag nebst Enstatit, wobei sich diese Haupt-
gemengteile das Gleichgewicht halten, oder es überwiegt der erstere
die beiden letzteren. In manchen Stufen, die arm an blätterigem
Diallag erschienen, wurde eine stärkere Beteiligung
von langfaserigem, zum Teil parallelstengeligem En-
statit festgestellt. —
Umwandlungen.
Zahlreiche Stufen, welche teilweise bereits in mattschwarzen
Serpentin umgewandelt sind, enthalten noch sehr viele unversehrte
braungelbe Olivinkristalle und Körner, die sich von der
übrigen dunklen Gesteinsmasse scharf abheben, während andere
Olivine sich im Zustande halbvorgeschrittener Serpentinisierung befinden.
Der Serpentin ist im durchfallenden Licht und dünnen Splittern
halbdurchsichtig grünlich und weingelb gefärbt und weist eine reich-
liche Imprägnierung mit Magnetit auf. Das erste Stadium dieser
Metamorphose besteht darin, daß sich in den Olivinkristallen ein
Netzwerk von mattschwarzem magnetitreichem gemeinem Serpentin
bildet, während die Maschen selbst noch frischer gelbbrauner
Olivin ausfüllt; auch sonst wird die frische Gesteinsmasse von Serpentin
in Adern und Streifen durchzogen. (Siehe obige Olivinskizzen.)
Fig. 28.
Konzentrisch schalige Elypsoide des Leukophits.
Weiß = Leukophit. — Schwarz = Magnetit.
!) Verhandlungen d. k. k. geol., R.-A. 1886, pag. 356.
[171] Der metamorphe Dioritgabbrogang im Schnee- und Bielengebirge. 171
Im zweiten Stadium erscheint der Maschenolivin durch
eine weiße amorphe Mineralmasse ersetzt, die dem Leukophit
angehört und welch letztere schließlich ausgelaugte Poren und Löcher
zurückläßt; ist dieser Prozeß durch die ganze Masse fortgeschritten,
so resultiert endlich ein weißgeflecktes und eisenschwarzgeädertes
löchriges Gestein. Das eisenschwarze Netzwerk besteht wesentlich
aus Magnetitschnüren, dagegen das Mascheninnere aus Leukophit; es
sind dies wohl durchwegs Ellipsoide des Leukophits und Magnetits,
die in wiederholten konzentrischen Schalen aufeinander nn (Siehe
vorstehende Abbild. 28.)
Im Gegensatz zum Olivin ist der Enstatit und Diallag ungleich
stabiler; dies gilt insbesondere von der schwarzbraunen Varietät des
Diallag, dagegen die in manchen Stufen nestförmig verteilte lauch-
grüne Varietät leicht der Umwandlung in ein feinkörniges Aggregat
von Epidot, beziehungsweise Klinozoisit erliegt. In einer Zone
allgemeiner Olivin-Serpentinisierung fällt auch der Diallag diesem
Prozeß anheim und geht schließlich in einen matten braunschwarzen
Serpentin auf. — Mit der Serpentinisierung unseres Bielenits ist eine
sehr bedeutende Abnahme des spezifischen Gewichtes alle-
mal verbunden.
Dünnschliff- Untersuchung des Bielenits von
Sörgsdorf.
U. d. P. M. sehen wir zunächst, daß sich an der Zusammen-
setzung dieses relativ frisch erhaltenen Gesteins wesentlich drei Kom-
ponenten beteiligen, und zwar nach ihrer Menge geordnet: Olivin,
Enstatit und Diallag; als untergeordnete oder Nebengemengteile
sind Ilmenit, Magnetit, ferner Plagioklas nebst Serpentin anzuführen.
Die Serpentinbildung ist wohl im Gestein verbreitet, allein sie steht
im Anfangsstadium und hat vorerst die Ränder des Olivins erfaßt;
sie zieht sich zwischen die Olivinkörner hinein und entwickelt sich
auf den zahlreichen Spaltrissen und Quersprüngen, sie hat jedoch
den Enstatit gar nicht oder nur örtlich im beschränkten Maße befallen.
Der im Dünnschliffbilde dominierende O livin besteht wesentlich
aus unregelmäßigen, teils stumpf aneinanderstoßenden, teils vielfach
verzahnten Körnern, selten sind automorphe Olivine der Kombination
»P(110).o P& (010). o Pw (100) .2 P% (021), Spaltbarkeit voll-
kommen nach (010), nicht anhaltend nach (001), außerdem zahllose
unregelmäßige Quersprünge; die Zwillinge sind teils als Berührungs-,
teils als Durchkreuzungs-Zwillinge ausgebildet. Ein Teil des Olivins
ist im Schliffe völlig farblos; ein anderer Teil dagegen grünlichgelb,
dessen Pleochroismus gut merklich, und zwar c=b grünlichgelb,
a—cundb==a gelblichgrün, daher dieser Olivin wohl zum Fayalit
gehört, auf welchen der hohe Gehalt an FO der unten folgenden
chemischen Analyse unverkennbar hinweist; seine. Lichtbrechung ist
hoch n=1'8, daher erhabenes Relief erst bei der Kondensorsenkung
um 2 mm deutlich wird,, runzlige Oberfläche und breite dunkle Reflex-
ränder; Doppelbrechung stark, und zwar Y—x==0'042, daher die
grünlichblauen und grünlichgelben Interferenzfarben III. Ordnung.
Pi;
172 Franz Kretschmer. [172]
An den Olivinschnitten nach (100) und (001) entdeckte der Verf.,
daß der frische Olivin keineswegs homogen ist, sondern daß sich längs
den Spaltrissen nach (010) Titanolivin gebildet hat, dessen Licht-
brechung höher als Olivin ist, demzufolge das erhabene Relief; die
Doppelbrechung ist nach Maßgabe der lebhaften orangeroten Inter-
ferenzfarben am Ende II. Ordnung 7—2a=0'033. Es scheint, daß
die Fläche von (010) des Titanolivins mit der Fläche von (100) des
Olivins zusammenfällt, somit auch die spitzen Bisektrixen beider Mine-
ralien gleich liegen; dabei wurde die Auslöschungsschiefe X c:b —25°
gemessen. Der Titanolivin scheidet sich auch auf den übrigen Spalt-
rissen sowie an den Zerklüftungsflächen des Olivins aus, an welche er
gebunden ist. Die Grenze zwischen Olivin und Titanolivin ist meist
scharf, ein allmählicher Uebergang findet kaum statt. Der Titanolivin
beherbergt in seinem Innern bald größere, bald kleinere Mengen
von schwarzen opaken Körnern und Staub des Ilmenits; wahrscheinlich
ist die Bildung des Titanolivins auf die Wechselwirkung von
Olivin und Ilmenit längs der Spaltrisse als Lösungs-
flächen zurückzuführen.
EinschlüssedesOlivins. Derselbe enthält zahlreiche Körner
des Enstatits sowie auch Lamellen faserigen Enstatits, welche die
Olivinschnitte parallel den Spal rissen nach (010) durchziehen; auch
viele Ilmenitlamellen sehen wir darin eingelagert; außerdem bemerkt
man zuweilen breite Säume von Diallag um den Olivin, dabei
ersterer in letzteren zackig eingreift; selten sind kleine Diallagindi-
viduen im Olivin selbst eingeschlossen. Auch Säume von gebo-
genem lamellarem Enstatit mit interponierten Ilmenitlamellen
werden gebildet und legen sich glatt um den Olivin herum. Sehr
verbreitet sind zahlreiche Kristalle und Aggregate von Magnetit,
insbesondere aber sekundär ausgeschieden im Olivin in Form von
Schnüren, Balken und Wolken auf Spaltrissen und Quersprüngen.
Die Umwandlung in gelblichgrünen Serpentin erfolgt von den
Rändern des Olivins aus und bildet alsdann Säume um diesen und
schreitet auf dessen Spaltrissen und Sprüngen weiter fort; der Prozeß
steht jedoch im Anfangsstadium, daher die Masse der Olivine vor-
wiegend frisch erhalten ist.
Der Enstatit, welcher in selbständigen Lagen auftritt, ist
zumeist in langgestreckten gleichwie geflossenen und nach Art von
Strängen gedrehten Aggregaten ausgebildet, welche aus teils’
parallel, teils verworren zusammengescharten Enstatitstengeln be-
stehen, denen ebenfalls sehr viele IImenitlamellen prallel (100)
eingeschaltet sind. Insbesondere zwischen X Nicols erkennt man das
wirr gelagerte kleinkristallige Gewebe zahlloser mehrfach gebogener
und mit Ilmenitlamellen verwachsener Enstatitstengeln, ferner eine
divergentstrahlige Anordnung von Enstatitfasern und -Stengeln, eine
Strahlenkristallisation nach Art der Eisblumen an
unseren Fenstern. Die größeren Enstatit-Individuen unter ihnen
lassen auch im vorliegenden Gestein die gesetzmäßigen Interpositionen
von Diallaglamellen in Zwillingsstellung beobachten, wie wir
dies bei den anderen Vorkommen auf unserem großen Gangzuge er-
kannt haben. Es ist ferner eine keineswegs seltene Erscheinung, daß
[1173] Der metamorphe Dioritgabbrogang im Schnee- und Bielengebirge. 173
wir inmitten der großen Enstatite, kleinen Kristallen und ange-
reihten Körnern des Olivins begegnen. — Die im Olivin ein-
geschlossenen Enstatite sind meist kurzprismatische Kristalle,
da und dort sternförmig zusammengescharte Aggregate; sie sind
überaus feinfaserig parallel (110) und fast ausnahmslos mit parallel
(100) eingeschalteten Ilmenitlamellen verwachsen, gleichwie auch
sie häufig parallel (100) interponierte Diallaglamellen enthalten,
welche nach ihrer alternierenden Auslöschung benachbarter Lamellen
zu schließen sich in Zwillingsstellung befinden. Da und dort bemerkte
ich in diesen Einschluß-Enstatiten die Einwanderung von Olivin-
körnern, was auf mehrfache Rekurrenzen der Kristalli-
sation hinweist.
Ein kleiner Teil der Enstatitkristalle ist in Aktinolith um-
gewandelt, wie wir uns speziell an dem kleinen Winkel der Aus-
löschungsschiefe sowie den übrigen Merkmalen überzeugten; einen
Umwandlungsvorgang ähnlicher Art haben wir am Weigelsberge im
großen Maßstabe kennen gelernt. —
Die erwähnten breiten Lagen von Enstatit enthalten Ne
nete Streifen und Lagen von eroßblätterigem Diallag, welcher
sich durch die höhere Licht- und Doppelbrechung vom Enstatit leicht
unterscheidet, welche etwas runzelige Oberfläche und erhabeneres Relief
bedingen, ferner ist die Doppelbrechung nach Maßgabe der leuchten-
den orangeroten Interferenzfarben y—oa — 0017, also für Diallag
auffallend niedrig. Die Farbe des Diallags ist im Schliff srünlich, der
Pleochroismus kaum merklich a==c grünlichgrau, b gelblichgrau;
seine Formen sind linsenförmig und abgerundet kubische Körner.
In zahlreichen Basisschnitten haben wir Gelegenheit, die ausge-
zeichnete prismatische Spaltbarkeit nach (110) zu studieren, welche
die Feinfaserigkeit bedingt, dagegen die Teilbarkeit nach (100) die
Blätterigkeit hervorruft. Solche Basisschnitte sind graubraun bestäubt
und darin begegnet man der echten Diallagstruktur in teils
geradlinigen, teils gekrümmten, ungezählt oft wiederholten Blättern. Es
gehört zu den Seltenheiten, daß dem Diallag haardünne Lamellen
eines rhombischen Pyroxen in der bekannten gesetzmäßigen
Verwachsungsart eingeschaltet sind. Ilmenitlamellen scheinen ganz zu
fehlen. Der Diallag ist mit dem Enstatit lagen- und linsenförmig, auch
richtungslos körnig verwachsen; außerdem umwächst der Diallag
den Olivin in Form der oberwähnten Säume; selten sind kleine
Kristalle des ersteren im letzteren eingeschlossen.
Zwischen den großen Olivinen eingeklemmt und in Gesellschaft
der beiden Pyroxene kann man da und dort ein isometrisch klein-
körniges Aggregat des Plagioklases in sehr untergeordneter Menge
wahrnehmen; dessen Individuen zeigen vollkommene Spaltrisse nach
(010) und (001), die den X 86° einschließen, an welchem wir jedoch
echte Zwillingslamellierung vermissen, es sind bloß breite Zwillings-
hälftlinge vorhanden, deren Auslöschungsschiefe in Schnitten
l Pund M=< 43° gemessen wurde, was reinem Anorthit ent-
spricht. Dieses Ergebnis steht mit der beobachteten Licht- und Doppel;
brechung im Einklang, denn in Schnitten mit der höchsten lebhaft
gelben Interferenzfarbe ist —% — 0'013. —
174 Franz Kretschmer. [174]
Magmatische Resorptionen sind hier bei weitem nicht
so verbreitet und intensiv wie in dem Bielenit von der Totenkoppe
bei Jauernig. Tiefer eingreifende Korrosionen zeigt bloß der Olivin,
dessen zuerst ausgeschiedene Kristalle in dem veränderten Magma
bestandunfähig geworden, daher der später auf dessen Kosten kristal-
lisierende Enstatit peripherisch in den Olivin ausbuchtet und in
denselben eindringt.
Der auf den Spaltrissen und der Zerklüftung des Olivins vor-
dringende Serpentin ist im Schliff und Durchfallicht gelblichgrün,
derselbe gehört nach seiner Mikrotextur und der Aggregatpolarisation
in einheitlicher klargrauer Interferenzfarbe, welcher die Doppelbrechung
x—0. — 0'007 entspricht, zum querfaserigen Metaxit.
Die Art und Weise, wieder Olivin mit dem Enstatit durchwachsen
ist, müssen wir als Implikationsstruktur bezeichnen; zwischen den
derartig struierten Olivinaggregaten fließen gleichsam Ströme von En-
statit nebst Diallag zwischendurch, welche deutlich Fluidalstruktur
zeigen und die ÖOlivinaggregate umfassen. Solche Strukturen sind
eben nur bei Eruptivgesteinen möglich, demzufolge die eruptive
Natur unseres Bielenits von Sörgsdorf außer Zweifel
steht. Wir gelangen also bezüglich dieses Vorkommens zu der Aus-
scheidungsfolge: Magnetit und Ilmenit, dann Olivin, hierauf der
Enstatit nebst Diallag nachfolgte und endlich die kleine Menge des
Plagioklases die Reihe beschloß. Zwischen Olivin einerseits und. En-
statit anderseits findet mehrfache Phasenüberdeckung in der
Weise statt, daß die Ausscheidung von Enstatit bereits begonnen hat,
als diejenige des Olivins noch nicht beendigt war. Dasselbe gilt im
untergeordneten Maße auch vom Diallag, weil beide Pyroxene wahr-
scheinlich gleichzeitig kristallisierten. Die Erzausscheidung hat wohl
zuerst eingesetzt, jedoch bis zum Ende der Pyroxenausscheidung
angedauert. —
Chemische Analyse des Bielenits aus dem Steinbruche
zwischen Wildschütz und Sörgsdorf.
Was in dem nachstehenden Analysenergebnis unser ganz beson-
deres Interesse fesselt, ist die Stellvertretung, welche das Eisen-
oxydul mit dem hohen Werte von 17°59 Gew.?/,, für die auf 27 .Gew.?/,
herabgesunkene Magnesia übernimmt. Die große Menge Eisenoxydul
steckt sowohl in dem an und für sich eisenreichen Olivin und in
noch höherem Maße im Fayalit, den wir weiter oben mikroskopisch-
optisch feststellten. Davon abgesehen finden wir übrigens, daß der
makroskopisch frische Bielenit von Sörgsdorf nahezu die-
selbe chemische Zusammensetzung wie der Marchitserpentin von Grob-
würben und der Lherzolithserpentin vom Zdiarberg bei Nieder-Eisen-
berg besitzt. Demnach unser Sörgsdorfer olivinreiche Bielenit jene
extrembasische Zusammensetzung hat, welche ihn dem Osann’-
schen „Typus Dun Mountains“ am nächsten bringt, für welchen die
Gesteinsformel
Sa; Ag 09 Foo
in Geltung steht. —
[175] Der metamorphe Jioritgabbrogang im Schnee- und Bielengebirge. 175
Das Verhältnis der Gruppenwerte S: F ist = 1°44 und nähert
sich dem bei den anderen analysierten Gesteinen; dasselbe läßt
ebenfalls auf die Anwesenheit von Orthosilikaten schließen, welche in
diesem Falle nach Maßgabe des vorstehenden mikroskopisch-optischen
Befundes aus Olivin bestehen. Die kleinen Gruppenwerte A und ©
lassen auf die Gegenwart einer kleinen Menge von Plagioklas schließen,
von der durchschnittlichen Zusammensetzung Ab,, Ang, was einem
basischen Bytownit entspricht, während die mikroskopisch-optische
Untersuchung Anorthit ergab.
Analyse IV:
Gewichtsprozente Molekularprozente
Kieselsäure Si0, . . ... 83888 4033 38:09
Tiispsaure »Ti O5, non tan gro» 021 0:22 0:15
Tonerde Als OH un ana vnor miR07 733 4:09
GhromoxydsCr, 0, »Anloaenı 009 0.09 0:03
Eisenoxyd He, Os... u. Ant 298 3:09 1:10
Eisenoxydul FO . .. . ..1759 18:25 1446
Manganoxydul Mn"O ... 011 011 0:09
Magnesia.MgO ..u.,3.4 #.0144727.00 28:01 39:54
ser RalkerdeCaO: lasst 280 2:10 213
Kali u. Natron K,O+N0,0 038 0:40 0:29
Kohlensäure 00, '. .+.......,.0:60 —
Phosphorsäure P,0,;, . . . 0'065 0:07 0:03
Krist. u. Konst. Wasser 4,0 283 — —_
100'60 100-00 10000:
Gruppenwerte:
S— 384, A= 029, C= 213, F= 5409, T= 167, R= 113,
Gesteinsformel:
Sgg.2 Iog-1 69-75 Lid:
Die Gesteinsproben zur chemischen Analyse hat Verf. demselben
schwarzen Gestein in dem Straßenschotterbruche südlich der Straße
Wildschütz—Sörgsdorf entnommen, von wo auch die Stufen für die
Dünnschliffe geholt worden sind.
Ueber die Veränderungen am durchbrochenen Amphi-
bolit indem Bielenitbruche zu Sörgsdorf.
Der Feldspat-Amphibolit, welcher von unserem Bielenit durch-
brochen wurde und in dem Schottersteinbruche anstehend ist, erscheint
in mehrfacher. Hinsicht von besonderem Interesse; derselbe ist nicht
nur sehr feldspatreich, sondern führt im Kontakt mit dem ultra-
basischen Bielenit stellenweise den zuerst von A. v. Lasaulx, später
von Camerlander beobachteten und festgestellten Korund in
haselnußgroßen Körnern, von welchen er zuweilen ganz erfüllt ist.
176 Franz Kretschmer. 1176]
Obwohl wir kontaktmetamorphische Erscheinungen, hervorgerufen
durch unsere Peridotite und Pyroxenite bisher nirgends beobachtet
haben, dürften wir es hier mit einer solchen zweifellos zu tun haben.
Jedenfalls ist der gleiche Uebergemengteil Korund im Bielenit und
Korund im durchbrochenen Gabbro-Amphibolit auf Kontaktmeta-
morphose zurückzuführen. —
Die weitere Vermutung, daß der vom Bielenit durchbrochene
korundfreie Feldspat-Amphibolit gewisse Veränderungen speziell
durch den postvulkanischen Prozeß der Serpentinisierung erlitten hat,
ist im Dünnschlift u. d. P. :M. im hohen Maße bestätigt worden.
Die unversehrten Gesteinsanteile sind im Dünnschliffe nur auf
untergeordnete Partikel und Zwickel beschränkt, dagegen der größte
übrige Teil des Gesteins zu einem überaus feinschuppigen
Serizitim Gemenge mit einem serpentinähnlichen Mineral
nebst ausgebreiteten Aggregaten von sekundär ausgeschie-
denem Ilmenit umgewandelt erscheint.
Die unversehrten Gesteinsteile lassen uns einen echten
Feldspat-Amphibolit erkennen, der aus einem parallel-körnigen
Gewebe von Plagioklas nebst wenig Orthoklas und gemeiner
Hornblende als Hauptgemengteile, dagegen wenig Quarz nebst
wenig tiefbraunem Ilmenit als Nebengemengteile vertreten sind. *®
Die Hornblende ist im Schliffe blaßgrün, der Pleochroismus
stark a blaßgrünlichgelb, b grasgrün, c blaugrün, die Interferenzfarben
werden durch die Eigenfarben gemäßigt; häufig sehr einfache Kri-
stalle der Form © P (110), auch größere Säulchen begrenzt in der
vertikalen Zone von © P (110). o Pw» (010), mit vollkommener Spalt-
barkeit nach (110), hier und dort auch Spaltrisse parallel (001) und
Quersprünge senkrecht c; an Schnitten nach (010) erkennen wir
mitunter Zwillingsbildung aus zwei Hälften, zumeist aber mehrere
parallel (100) eingeschaltete Zwillingslamellen. Die Lichtbrechung ist
mäßig, die Doppelbrechung nach Maßgabe der in Schnitten nach (010)
beobachteten höchsten indigoblauen Interferenzfarben 7—x = 0'020,
also niedriger als sonst für Hornblende, vielleicht infolge Umwandlung
durch Wasseraufnahme ? Achsenebene ist (010), die spitze negative
Bisektrix bildet den X c:c — 17° und 20° im spitzen Winkel ß an
zahlreichen Kristallen gemessen. Unsere gemeine Hornblende ist des
öfteren poikilitisch mit dem Feldspat verwachsen.
Die Feldspäte erscheinen als ein isometrisches Körneraggregat,
das vorwiegend aus Plagioklas besteht, dagegen der Orthoklas
nur spärlich dazwischen eingestreut ist. Ersterer ist tafelförmig nach
M und durch seine teils breite, teils schmalere Zwillingslamellierung
nach dem Albitgesetz ausgezeichnet; die an zahlreichen Durchschnitten
t P undM gegen die Trasse der Albitzwillinge gemessene Auslöchungs-
schiefe ergab folgende Winkel:
Mittelwert X 20°, entsprechend —= 57°%/, Ab 4 43%, An
Mittelwert X 17°, entsprechend —= 61°), Ab -+- 39%), An
wodurch der Plagioklas als basischer Andesin bestimmt erscheint.
- Der Quarz, an seiner unregelmäßigen Zerklüftung kenntlich, ist
[177] Der metamorphe Dioritgabbrogang im Schnee- und Bielengebirge. 177
nur in wenigen Körnern spärlich vertreten. Das Gestein ist somit ein
echter Plagioklas-Amphibolit.
An demselben treten die seitens der ultrabasischen Nachschübe
hervorgerufenen posteruptiven und Thermalwirkungen durch folgende
Umwandlungen des ursprünglichen Mineralbestandes in die Er-
scheinung: Die Hornblende wird im Anfangsstadium feinfaserig,
dann dringt auf deren zahlreichen prismatischen Spaltrissen eine
serpentinähnliche Substanz vor, bis. endlich das ganze In-
dividuum in solchen Serpentin umgewandelt ist, wobei gleichzeitig
eine Unmasse von tiefbraunem Ilmenit sekundär im Gestein zur
Abscheidung kommt; schließlich werden alle Hornblendeaggregate
der angegriffenen Gesteinspartien von diesem Prozeß erfaßt und
nichts erinnert mehr an deren frühere Anwesenheit. Daß dieses Um-
wandlungsprodukt tatsächlich einer Modifikation des Serpentins ent-
spricht, dafür liegen die Beweise vor in den einheitlichen niedrigen
Interferenzfarben und der sehr schwachen Licht- und Doppelbrechung;
dieselbe serpentinähnliche Masse wird durch fortschreitende Verdich-
tung submikroskopisch und dann isotrop, bis endlich völlig zersetzte,
nicht näher bestimmbare Aggregate daraus entstehen.
Gleichzeitig werden die Feldspate in ein überaus feinschuppiges
Aggregat von Serizit zersetzt, das ebenfalls durch benachbart aus-
geschiedenen Ilmenit und anderen Erzen durchschwärmt, sowie braun
bestäubt erscheint. Daß es sich tatsächlich um Serizit handelt, beweist
die niedrige Licht- und die hohe Doppelbrechung, welche annähernd
den Interferenzfarben des Muskovits entspricht. Auch die Serizit-
schüppchen sinken zu mikroskopischer Feinheit herab und wirken
dann nicht mehr auf das polarisierte Licht, was ihre nähere Bestim-
mung unmöglich macht. In den Serizitaggregaten einzeln zerstreute
Feldspate, darunter auch verzwillingte Kalknatronfeldspate erinnern
noch an den früheren Mineralbestand. —
Die posteruptiven Prozesse haben nicht nur im Bielenit die
partielle Serpentinisierung des Olivins hervorgerufen, sondern auch
im durchbrochenen Amphibolit, die Hornblende unter Abscheidung
großer Mengen Ilmenit serpentinisiert sowie auch der Plagioklas im
ausgedehnten Maße der Serizitisierung zum Opfer gefallen ist.
Makroskopisch sind an unserem Amphibolit kaum Spuren dieser be-
deutsamen Umwandlungsvorgänge zu erkennen. —
Bielenitserpentin mit Erzführung am Schloßberge zu Jauernig.
Auch hier kommt ein blauschwarzer bis schwarzgrüner Serpen-
tinfels vor, welcher neben ölgrünem Olivin und glänzendem En-
statit auch faserigen Diallag enthält; akzessorisch ist Magnetit
und Löllingit; es zeigt sich ferner darin Hornblende, Strahlstein
und Asbest, welche wohl vom Diallag abstammen mögen. Nach diesen
Relikten zu schließen war das Ursprungsgestein auch in diesem
Falle ein Bielenit.
Angrenzend ist in dieser Lokalität Hornblendeschiefer sowie auch
Kalkstein zu finden, welche Gesteine der Jauerniger Schiefer-
hülle eingeschaltet sind und am Schloßberge mit Biotit- und Quarz-
Jahrbuch d, k.K. geol. Reichsanstalt, 1917, 67. Band, 1. Heft, (F. Kretschmer.) 23
178 Franz Kretschmer. [178]
schiefer vertreten sind, in welchem der Melchiorstollen seinerzeit
vorgetrieben wurde; der Kalk am Schloßberge ist bei grobkörniger
Struktur ein echter Marmor. Auch daselbst, genau wie bei Reichen-
stein, steht der Serpentinfels mit der Vererzung im Zusammenhange,
darin außer silberhaltigem Bleiglanz Arsen-, Kupfer- und
Schwefelkies einbricht. Der den Serpentinfels umschließende
Glimmerschiefer nebst den übrigen oberwähnten sedimentogenen
Formationsgliedern scheint daselbst in die große gangförmige
Dioritgabbromasse bei der Intrusion versenkt worden
zu sein. —
Bielenit und sein Serpentinfels auf der Totenkoppe südwestlich
Jauernig.
Der Fundort dieses Vorkommens ist auf der österr. Spezial-
karte 1:75.000 (Blatt Jauernig und Weidenau) mit 383 m Seehöhe
bezeichnet und liegt 2km von der Kirche zu Jauernig südwestlich
entfernt. Der gedachte Peridotit steht auf dieser Höhe zutage und
durchbricht die dortige Antiklinale der Gneisglimmerschiefer, welcher
Amphibolite (Hornblendeschiefer) eingeschaltet sind.
An der Zusammensetzung dieses schwarzgrauen, feinkör-
nigen Gesteins sind (nach dem makroskopischen Befunde), als
vorherrschende Komponenten beteiligt: feinstengeliger und fein-
blätteriger graugrüner bis weingelber Enstatit, schwarzgrüner bis
honiggelber Olivin, beide reichlich mit Magnetit eingesprengt, ferner
an dritter Stelle großblätteriger Diallag nebst untergeordnetem, da
und dort zwischen die genannten Komponenten eingeklemmten
Plagioklas.
Der Enstatit ist auch in dieser Lokalität durch seine zum
Teil automorphe Ausbildung, durch die vollkommene Spaltbarkeit
nach © P (110), was seine Feinfaserigkeit bedingt, ausgezeichnete
Teilbarkeit nach (100), was Blätterigkeit hervorruft, mit starkem
metallartigem Perlmutterglanz auf letzterer Fläche, auf sonstigen
Spaltflächen nur Glasglanz, sowie durch scharfmarkierte Querabson-
derung nach (001) charakterisiert. Außer den langprismatischen
Formen kommen auch klinodomatische, knäuelartige und morgenstern-
ähnliche Zwillingsbildungen vor, wie wir solche weiter oben
am Weigelsberge und bei Kratzdorf kennen lernten. Im Durchfallicht
ist der Enstatit grünlichweiß bis farblos.
Der Olivin ist zum Teil automorph, alsdann von © P (100).
» P » (010).2 Po (021) begrenzt (siehe nebenseitige Texfigur 29),
auch in einzelnen grünen Körnern und körnigen Aggregaten, oft sind
die Zwillingsbildungen des Enstatits mit Olivinkörnern innig verwachsen.
Große Olivine zerfallen in ein kleinkörniges, von Narben durchlochtes
strohgelbes Aggregat von Olivin, welcher von einem Netzwerk des
Serpentins und Magnetits umschlossen wird. Die Masse wird schließlich
weißgrau und befindet sich auf dem Wege zur Leukophitbildung.
Gedachte Narben sind vorerst mit Eisenocker erfüllt, welcher später
weggelöst, alsdann Löcher im Olivin zurückläßt, Diese Porenbildung
gibt uns sogar ein Unterscheidungsmittel an die Hand, den Olivin
[179] Der metamorphe Dioritgabbrogang im Schnee- und Bielengebirge. 179
makroskopisch von den anderen Komponenten zu trennen. Olivin und
Enstatit dürften sich hinsichtlich der Menge annähernd das Gleich-
gewicht halten, in manchen Stufen aber überwiegt dessenungeachtet
der erstere über den letzteren; man findet völlige Gemenge von
Olivin und Enstatit.
In vielen Stufen unseres Bielenits nimmt die Menge des Diallags
zu, er ist daselbst meist großblätterig entwickelt und trägt einen auf-
fälligen Metallglanz auf der Fläche vollkommener Teilbarkeit (100);
diese prächtigen großgewachsenen Diallage, grünlichweiß bis schwarz-
grün, sind paketiert sowie in Nestern und Streifen zwischen den
herrschenden Enstatiten und Olivinen eingeschaltet; blätterige Pakete
des Diallags liegen sowohl im Enstatit als auch im Olivin. Die Ser-
pentinisierung dringt in diesem Falle parallel den Blättern nach
(100) vor.
Fig. 29.
Olivinkristall nach (100).
Olivinmaschen = weiß. — Narben = schwarz.
Serpentinnetz — schraffiert.
Der Einfluß des frischen Gesteins auf die Magnetnadel ist ein
sehr kräftiger, was mit dem reichlich ausgeschiedenen Magnetit
im Zusammenhange steht. —
Umwandlungen:Die Serpentinbildung ergreift zuerst den
Olivin, während der Enstatit (wie leicht begreiflich) diesem Prozeß
einen stärkeren Widerstand leistet, bis schließlich auch dieser in
der schwarzgrünen Serpentinmasse aufgeht, welche jedoch insbesondere
peripherisch noch die alte Enstatittextur verrät. Am längsten erhält
sich der Diallag, dessen glänzende Schuppen sich vom dunklen Ser-
pentingrunde scharf abheben, worin Olivin und Enstatit bereits früher
aufgegangen sind. — Im Gegensatz dazu zeigt der Olivinserpentin im
I. Stadium die oben beschriebene Narben-, beziehungsweise Maschen-
struktur, bis alsdann im II. Stadium auch dieser in dichte, meist
mattschwarze, selten tiefdunkelblaue Serpentinmasse übergeht, welche
reichlich mit Magnetit imprägniert erscheint. Einem III. Stadium
gehören die Regenerationen der Serpentinsubstanz an, sie bestehen
in der Ausbildung eines bläulichen und goldgelben Chrysotils, der
sowohl die Olivinlöcher ausfüllt, als auch auf den Strukturflächen
23*
180 Franz Kretschmer. [180]
sich ausbreitet und diese überzieht, sowie die Haarspalten des Ge-
steins bekleidet. Solcher Chrysotil ist von zahllosem modellscharfem
Magnetit der Formen O (111) und © O (110) eingesprengt.
Beim Enstatit bezeichnet das erste Stadium auf dem
Wege zum Serpentin eine mattgraue Verfärbung der Enstatit-
fasern und -stengel sowie Verschwinden der Spaltbarkeit, gleichzeitig
treten die gesetzmäßig verwachsenen Lamellen des monoklinen Pyro-
xens durch dunkle Färbung deutlich hervor, weil diese der Umwand-
lung besser widerstehen. Im zweiten Stadium verschwindet die
Lamellierung und beide Pyroxene gehen in der schwarzgrünen dichten
Serpentinmasse unter.
Durch fortschreitende Verwitterung des Serpentins tritt
seine Grundanlage, beziehungsweise Mikrostruktur sowohl am Enstatit-
serpentin gleichwie am Olivinserpentin wieder hervor, und zwar sind
es konzentrisch schalige Elipsoide von Leukophit von Ma-
snetitkörnern schalenförmig umhüllt. Dieser Verwitterungsprozeß
schreitet von der Oberfläche und den Zerklüftungsflächen des Gesteins
gegen das Innere fort. —
Wir gelangen nach den obigen Beobachtungen zu der Behauptung,
daß sich der Bielenit von der Totenkoppe in einem halb fortge-
schrittenen Zustande der Serpentinisierung befindet, das heißt
der Prozeß ist auf halbem Wege stehen geblieben, demzufolge die
andere Gesteinshälfte noch in dem ursprünglichen Mineralbestande
erhalten ist, — |
Dünnschliffbild des Bielenits von der Totenkoppe.
Dieses makroskopisch scheinbar stärker serpentinisierte Gestein
erweist sich im Dünnschliff u. d. P. M. relativ recht frisch erhalten,
jedenfalls ist darin die Serpentinbildung im Ganzen nicht weiter fort-
geschritten, als in dem Bielenit von Wildschütz. An der Zusammen-
setzung des frischen Gesteins von der Totenkoppe beteiligen sich
der Menge nach geordnet folgende Hauptgemengteile, und zwar
Olivin, Diallag und Enstatit, untergeordnete Elemente sind:
Ilmenit und Magnetit, sehr vereinzelte Zwickel grobkörniger Plagioklase
oder nur einzeln zerstreute Körner davon.
Am Olivin vermissen wir idiomorphe Gestaltung, derselbe ist
zumeist nur als unregelmäßige große Kristalle vertreten, welche viel-
fach durch Umwandlungsprozesse mehr oder weniger in Mitleiden-
schaft gezogen wurden, so daß sie bald zu größeren, bald zu kleineren
Körnern und bis zu Olivingrus zerfallen sind, jedoch durch ihre
gleiche optische Orientierung die Zugehörigkeit zu demselben Indivi-
duum bekunden. Der Olivin ist im Schliff völlig farblos und fällt sofort
durch seine hohe Lichtbrechung auf, welche das hohe Relief, die
runzelige Oberfläche und die dunklen Reflexionsränder bedingt; die
Doppelbrechung in Basisschnitten mit den höchsten orangegelben
Interferenzfarben ist —a —= 0'032; vollkommene Spaltbarkeit nach
(010), markiert durch grobe Spaltrisse und eine solche absätzige
nach (001), außerdem viele Quersprünge senkrecht c. Optisch positiv
mit der Beschränkung, daß auf (010) negativ; Achsenebene ist (001),
[181] Der metamorphe Dioritgabbrogang im Schnee- und Bielengebirge. 181
die Brachydiagonale «a ist spitze Bisektrix, demzufolge a =c, b =a,
eb. — Unser Olivin ist sowohl mit dem Enstatit als auch mit
Diallag verflochten, was zur Ausbildung echter Implikations-
struktur führt. Infolge Serpentin- und Talkbildung sieht
man, daß größere Olivinkörner gleich Mauersteinen von einem aus
Talk und Serpentin bestehenden Mörtel verbunden sind.
Der Diallag besteht aus breit- und langgestreckten großen
Körnern, mit ausgezeichneter Teilbarkeit nach (100) markiert durch
grobe Längsrisse, zuweilen mit Zwillingslamellen parallel (100), wobei
3 und 4 Lamellen verschiedener optischer Orientierung einem Sammel-
individuum eingeschattet sind, genau so wie man dies vom Augit her
kennt. Solcher Diallag ist durch die Länge und Geradlinigkeit
seiner Lamellen bemerkenswert. Verwachsungen mit parallel (100)
eingeschalteten Lamellen des Ilmenits sind nicht so häufig als
wie im Enstatit, auch sind sie absätzig und bewirken. bei ihrer Um-
wandlung in Titanmineralien den metallartigen Schiller auf (100).
Vielfach wiederholte Interpositionen von bald breiten, bald schwachen
Lamellen des Enstatits wurden in zahlreichen Diallagindividuen
festgestelt, dieselben sind ebenfalls parallel (100) eingeschaltet, und
zwar derartig, daß (010) des Enstatits, parallel (100) des Diallags liegt
und die Prismenflächen beider zusammenfallen; demzufolge sich die
gedachten Lamellen zwischen X Nicols durch die verschiedene Doppel-
brechung scharf unterscheiden; häufig nehmen die Enstatit-
lamellen dergestalt zu, daß alsdann der Diallag nur
auf schwache Membranen beschränkt bleibt, ein Ver-
hältnis, wie wir es beim Perthit und Antiperthit schon lange kennen.
Unser Diallag ist im Schliff im Auffallicht grünlichbraun, im Durch-
fallicht völlig farblos; der Pleochroismus ist kaum merklich, und zwar
a=c gelblichgrün, b grünlichgrau, die Lichtbrechung etwas höher
als im Enstatit, die Doppelbrechung ist in Schnitten nach (010) mit
der höchsten grünlichblauen Interferenzfarbe "— = 0'024, Achsen-
ebene ist (010) und spitze Bisektrix ist c, welche mit ce den X—=40*
im stumpfen Winkel ß bildet.
Der Enstatit macht im vorliegenden Gestein nur wenig An-
spruch auf Selbständigkeit, derselbe ist meist in kleinen Körnern
und Kristallen sowie als kreuzförmige Zwillinge dem Olivin
eingeflochten; oder aber mit dem Diallag in der obenbeschriebenen Art
lamellar, ähnlich dem Perthit und Antiperthit verwachsen. Die selb-
ständigen und im Olivin eingeschlossenen Enstatit-Individuen enthalten
fast immer die schon von früher her bekannten, nach (100) einge-
schalteten Ilmenitlamellen, welche durch die Umwandlung zu
Titanmineralien den metallartigen Schiller auf (100) hervorbringen.
Außerdem finden wir in einzelnen Schnitten die bekannten dünnen
Lamellen des Diallags, welche in der wiederholt beschriebenen
Art dem Enstatit eingewachsen sind, wobei (110) als Verwachsungs-
ebene erscheint, so zwar daß in Schnitten nach (100) der Diallag
durch die höhere Doppelbrechung, dagegen in Schnitten nach (010)
durch die Auslöschungsschiefe wahrzunehmen ist. In solchen Enstatiten
erscheinen die Spaltrisse nach (110) und die polysynthetischen La-
mellen wie gewöhnlich mehrfach gekrümmt.
182 Franz Kretschmer. [182]
Der Feldspat ist nur auf vereinzelte Zwickel und einzeln
umherliegende Körner beschränkt; er ist tafelig nach M und nach
dem Albitgesetz mit breiten Lamellen verzwillingt, die Lichtbrechung
etwas höher als Kanadabalsam n—=1'54, die Doppelbrechung für
Feldspate ungewöhnlich hoch 7— 20'013 nach Maßgabe der braun-
gelben Interferenzfarben. Die Auslöschungsschiefe in Schnitten L P
und M gegen die Trasse der Albitzwillinge wurde mit X 400 gemessen,
was 19%, Ab + 81°/, An ergibt und daher einen Bytonnit fest-
stellen läßt.
Der primäre Magnetit findet sich in allen drei Hauptkom-
ponenten, teils in Kristallen der Form O (111) und © O (110) und in
unregelmäßigen Körnern sowie Körnerhaufen. Skelettartige Magnetite
im Diallag enthalten als Einschluß ebenfalls Diallag. Der sekundäre
Magnetit durchzieht speziell in Form der bekannten Netzschnüre
den. Serpentin, in welchem er sich dort, wo der Olivin besonders
eisenreich war, außerdem in Haufwerken und Wolken verteilt findet.
Verbreitet sind magmatische Korrosionen, insbesondere
am Olivin, an welchem wir so weitgehende Verunstaltungen seiner
Individuen verfolgen können, daß davon nur ringsum abgenagte
Kristallreste übrigbleiben, die vom Diallag eingeschlossen erscheinen,
gleichsam darin schwimmen. Aehnliches Verhalten gegen magmatische
Resorption ist auch an dem Enstatit zu beobachten, wie bereits an
den früheren Pyroxeniten geschildert wurde und im vorliegenden
Gestein gleich weit verbreitet und fortgeschritten ist wie dort.
Umwandlungserscheinungen.
Diese erfolgen im vorliegenden Gestein nach zwei Richtungen,
und zwar begegnen wir neben der Serpentinisierung zum ersten
Male einer ausgebreiteten Talkbildung, welche beide Umwand-
lungen sich bezüglich der Menge ungefähr das Gleichgewicht halten.
Während der Olivin hauptsächlich der Serpentinisie-
rung anheimfällt, war derDiallag wesentlich der Talk-
bildung unterworfen; dessenungeachtet kommt Serpentinisierung
im untergeordneten Maße auch im Diallag und Enstatit vor, gleichwie
auch der Talk gegen die Olivine und den Xnstatit buchten- und
zungenförmig vordringt.
Der Serpentin enthält im I. Stadium die erwähnten Netz-
schnüre von Magnetit und in den Maschen sehr viele frische
Olivinkörner, zu welchen die großen Olivine aufgelöst erscheinen ;
im II. Stadium enthalten die Maschen nur noch parallelfaserigen
Mikrometaxit und radialfaserigen Mikropikrolith. Dort, wo
der Serpentin eine parallelogrammisch-rechtwinkelige Anordnung seiner
Maschen erkennen läßt, ist dies auf die Olivin-Spaltbarkeit nach (010)
und (001) zurückzufübren und nicht auf diejenige der Pyroxene,
welche wie bei allen bisher betrachteten Vorkommen zumeist alsbald
ein regellos gestricktes Maschengewebe liefern.
Es ist selbstredend schwer, solch feinschuppigen und feinfaserigen,
fast submikroskopischen Aggregaten, wie sie im vorliegenden Falle
der Talk bildet, selbst u. d. P. M. beizukommen; allein nach der
[183] Der metamorphe Dioritgabbrogang im Schnee- und Bielengebirge. 183
niedrigen Lichtbrechung, welche diejenige des Kanadabalsams n = 154
nur unbedeutend überschreitet und der hohen Doppelbrechung in
Vertikalschnitten dieser Aggregate, welche die Höhe der Interferenz-
farben des Muskovits erreichen sowie den isotropen Basisschnitten,
sind wir wohl berechtigt, auf Talk zu schließen. Derselbe entwickelt
sich parasitär im Olivin, besonders auf dessen zahlreichen
Quersprüngen und Spaltrissen, wo er oft zusammen mit dem Serpentin
einwandert; hauptsächlich findet er jedoch seine Entstehungs-
bedingungen im Diallag, auf dessen Kosten er sich im ausgedehnten
Maße. verbreitet; weit weniger häufig fällt ihm der Enstatit zum
Opfer.
Bezüglich der Struktur dieses Gesteins ist zunächst hervorzu-
heben, daß durch die gegenseitige Durchwachsung von Olivin mit den
Pyroxenen im einzelnen eine Geflechtstruktur hervorgerufen
wird; im allgemeinen herrscht jedoch hypidiomorph-körnige
Struktur vor, mit der Tendenz, daß die letztausgeschiedenen
Pyroxene den Olivin einzuschließen trachten. Es ist daher auch in
diesem Gesteine die Ausscheidungsfolge: Magnetit und Ilmenit,
hierauf Olivin mit Phasenüberdeckung am Beginne der Pyroxenbildung,
worauf die Hauptmasse des Enstatits und Diallags folgt, bis zuletzt
der spärliche Feldspat in den Zwickeln auskristallisierte, womit die
Reihe schließt. Die Magnetitausscheidung hat wohl zuerst begonnen,
sie hat jedoch bis zum Schlusse der Diallagkristallisation angehalten,
Ueber die Lherzolithserpentinfelse am Volkmerberg bei Ober-
Weißbach.
Von Ober-Gostitz südwestlich liegt die Höhe Kote 382 m der
österr. Spezialkarte 1:75.000, an deren Ostfuße der Goßbach vorbei-
fließt; jenseits des Baches und gegenüber der gedachten Anhöhe
liegt der Hohlberg, auf dessen nordwestlicher Lehne nach Guckler!')
sich Amphibolschiefer findet, daselbst liegen zahlreiche Blöcke
von Nephelinbasalt umher und auf der Koppe des Hohlberges
lagert Serpentinfels. Hieran schließt sich dr Volkmer-
berg, auf dessen östlicher Koppe man das nordwestliche Ende
unseres großen Dioritgabbroganges erreicht; dasselbe hat sich, wie
Guckler?) sagt, „von der Koppe des Volkmerberges, die aus Ser-
pentin besteht, immer mehr gegen SO gebogen“. Der Verfasser hat
auf der Koppe des Volkmerberges einen eigentümlich umgewandelten
Ilmenit-Pyroxenit von essexitischem Typus gefunden,
sowie auch mannigfaltige Serpentinfelse, die wohl fraglos
vom Lherzolith abstammen, wofür untenfolgend der Nachweis
erbracht wird. Beide ultrabasische Gesteinsvorkommen lagern in der
Schieferhülle unseres lakkolithischen Dioritgabbroganges, welche
dortselbst aus Sedimentgneisen und deren Uebergangsgliedern,
dem Gneisglimmerschiefer und Glimmerschiefer besteht und
mit Amphibolschiefer verknüpft erscheint.
!) L. ce. pag. 178.
®) L. c. pag. 178 und 179.
184 Franz Kretschmer. [184]
Die Lherzolith-Serpentinfelse am Volkmerberge
sind als halb- und ganz serpentinisierte Gesteine zu
unterscheiden. In den ersteren sieht man makroskopisch zahlreiche
blätterige Kristalle von Enstatit mit ihrem metallartigen Perlmutter-
glanz aufblitzen. Während der Olivin rasch der Serpentinisierung
anheimfällt, setzt der Enstatit diesem Prozeß zähen Widerstand ent-
gegen, seine Blätter und Fasern sind im Serpentin auch dann noch
sehr deutlich zu erkennen, wenn vom Olivin jede Spur verwischt ist.
Der Olivinserpentin zeigt wie gewöhnlich, charakteristische
Maschenstruktur, welche dem Enstatitserpentin fehlt, viel-
mehr letzterer in parallelfaseriger, also metaxitischer Struktur
ausgebildet erscheint.
In der matten schwarzgrünen Serpentinmasse machen wir die
interessante Beobachtung, daß der Enstatit wohl in Serpentin umge-
wandelt ist, dessenungeachtet seine eigentümliche, in Schnitten parallel
(100) großblätterige Textur und in Schnitten L c seine Feinfaserigkeit
bewahrt hat. — Die Olivinkristalle und Körner sind zu einem
großen Teile nur halbserpentinisiert, sie zeigen alsdann typische
Maschenstruktur mit aus Magnetit bestehenden Netzschnüren, dagegen
die Maschen selbst mit intaktem Olivin ausgefüllt sind. Der
restliche Teil des Olivins ist wohl gänzlich in Serpentin aufgegangen,
jedoch läßt auch dieser in charakteristischer Weise die ursprünglich
zerklüftete Olivintextur erkennen. — In den ganzserpen-
tinisierten Gesteinspartien ist jedoch weder vom Olivin noch vom
Enstatit, beziehungsweise ihrer Textur selbst unter d. binok. M. irgend-
eine Spur zu sehen, beide Minerale sind vom Serpentin vollständig
aufgezehrt und nichts erinnert mehr an den ursprünglichen Mineral-
bestand.
Die bisher von dieser Lokalität betrachteten schwarzgrünen
Serpentinfelse sind femische Gesteine; im Gegensatze dazu steht
eine weißgraue bis hellgrünlich melierte Serpentinvarietät als
ein salisches Gestein, welche wir zu dem bereits oben wiederholt
angeführten und geschilderten Leukophit stellen müssen. Bei
makroskopischer Betrachtung scheint das Gestein wesentlich aus einer
dichten specksteinähnlichen Masse zu bestehen, in welcher
sich ein Netzwerk von angereihten Magnetitkörnern hindurchzieht.
Häufig bemerkt man jedoch, daß sich die weiße Mineralmasse aus
sphäroidischen Körnern zusammensetzt, welche teilweise eine
konzentrisch-schalige Struktur besitzen, also dem Leukophit
angehören. —
Dünnschliffbild des leukokraten Lherzolithserpentins
(Leukophit).
U. d. P.M. erkennen wir sofort, daß optisch ein echter Ser-
pentin vorliegt, welcher im Auffallicht blaßbräunlich, im Durchfall-
licht farblos erscheint, den größten Teil der Schlifffläche beherrscht
und allgemein typische Maschenstruktur sich bewahrt hat, er ist
fast durchwegs hellbraun bestäubt, wobei das Pigment wolkenartig
[185)} Der metamorphe Dioritgabbrogang im Schnee- und Bielengebirge. 185
verteilt ist; dabei können wir an vielen Maschen die konzentrisch-
schalige Struktur beobachten. Diese Maschenstruktur deutet zweifel-
los auf die Entstehung aus Olivin, welcher nach der Verbreitung
der Maschen zu schließen, den weitaus vorherrschenden Hauptgemeng-
teil in diesem Gestein einstens bildete. Zwischen X Nicols zeigt
der Serpentin an den meisten Stellen ein mehr oder weniger dicht
gestricktes Gewebe von Fasern und Balken, worin man zahlreiche
runde und eckige Körner, parallelfaserigsen Metaxit und radial-
faserigen Pikrolith unterscheiden kann, letztere sind in der Regel
Rotationsellipsoide, welche zum Teil eine konzentrischschalige Struk-
tur, erstere aber eine sektorenähnliche Felderteilung besitzen.
In dem herrschenden Serpentinaggregat eingeklemmt, bemerken wir
hellere Stellen, die noch die alte Spaltbarkeit und Zerklüftung des
Olivins deutlich erkennen lassen. Durch Anwendung des Gipsblatt-
Kompensators konnte auch die höhere Doppelbrechung des
Olivins als indigoblaue Interferenzfarbe II. Ordnung zur Erkennung
gelangen, während der herrschende Leukophit bloß die Doppel-
brechung 7—a. = 0'005 nach Maßgabe der einheitlichen graublauen
Interferenzfarben aufweist; die Lichtbrechung ist n = Kanadabalsam,
optischer Charakter positiv, die Auslöschung erfolgt parallel und senk-
recht zu den Fasern. Aus diesem Verhalten geht hervor, daß der
farblose, beziehungsweise weiße Serpentin eine homoaxe Varietät
des gemeinen Serpentins ist und sich nur durch den leukokraten
Charakter von dem allgemein melanokraten Serpentin unterscheidet.
In dem solcherart beschaffenen Leukophitgewebe schwimmen
nun zahlreiche Kristalle und Knäuel von Enstatit, weniger stark
vertreten sind Reste von Andiopsid in Form von Trümmern ver-
schiedener Abmessungen.
Der Enstatit ist mit kurzprismatischen Kristallen und morgen-
sternähnlichen Zwillingsbildungen vertreten; in der Regel sind die
Kristalle mit parallel den prismatischen Spaltrissen eingeschalteten
Lamellen des Ilmenits polysynthetisch verwachsen ; solche Enstatite
sind gewöhnlich sehr feinfaserig, vielfach gebogen und haben dann
ein nach Art von Strängen gedrehtes Aussehen; an einzelnen
dieser lamellaren Enstatit-Ilmenitkristalle konnte auch eine Zwillings-
bildung durch Gleitung nach + #» (104) festgestellt werden sowie
auch häufig undulöse Auslöschung daran bemerkt wurde, Schließlich
ist noch die häufige Erscheinung zu erwähnen, daß die Serpentini-
sierung der gedachten Enstatitkristalle durch die Einwanderung der
oberwähnten Pikrolith-Sphäroide mit isotropem Kern ein-
geleitet wird.
‘ Der Andiopsid ist nur in wenigen restlichen Querschnitten
erhalten, wahrscheinlich stand er im Ursprungsgestein unter den
Hauptgemengteilen an dritter Stelle; derselbe zeigt auch die hohe
Licht- und Doppelbrechung wie an den übrigen Punkten seines weiten
Verbreitungsbezirkes, und zwar ist —a = 0:030 nach Maßgabe der
orangegelben und reingelben Interferenzfarben, auch ist er hier wie
überall mit den schwächer doppelbrechenden Diallaglamellen
polysynthetisch verwachsen, was seine Feinblätterigkeit bedingt.
Ilmenitlamellen sind hier weit spärlicher als im Enstatit
Jahrbuch d. k.k. geol. Reichsanstalt, 1917, 67. Band, 1. Heft. (F. Kretschmer.) 24
186 Franz Kretschmer. [186]
zwischengeschaltet. Die Serpentinisierung beginnt durch Einwanderung
längs der Diallaglamellen als Lösungsflächen, davon
einzelne ergriffen sind, in dem noch sonst frisch erhaltenen Mineral-
überrest. Die übrigen Merkmale unseres Andiopsids stehen mit der-
jenigen der übrigen Vorkommen auf dem Gangzuge in Ueberein-
stimmung.
Nach den soeben geschilderten Ueberresten des ursprünglichen
Mineralbestandes dürfte es wohl keinem Zweifel unterliegen, daß das
Ursprungsgestein ein olivinreicher Lherzolith war. Was die
Struktur desselben betrifft, so.haben wir an den beiden Pyroxenen
eine innige körnige Verwachsung konstatiert, dagegen die herr-
schenden Olivine speziell mit dem Enstatit dicht verflochten sind,
demzufolge das Ursprungsgestein unseres Leukophits am Volkmer-
berge, — soweit man aus den erhaltenen Ueberresten der Kom-
ponenten urteilen darf, tatsächlich eine echte Implikationsstruk-
tur besaß. —
Nach Maßgabe der zuletzt betrachteten Peridotite nächst Wild-
schütz, Jauernig und Weißbach am nordwestlichen Ende der
sroßen gangförmigen Dioritgabbrozone sehen wir eine merkwürdige
Mannigfaltigkeit in der mineralischen Zusammensetzung
petrographisch übereinstimmender ultrabasischer Gesteinstypen, mit den
anderen pyroxenitisch-peridotitischen Gesteinsmassen längs des ganzen
Zuges und am südwestlichen Ende desselben Dioritgabbroganges
bei Nieder-Eisenberg und Buschin. Zweifellos hat in diesen Eruptions-
schlotten, beziehungsweise Durchschlagsröhren die Förderung eines
sehr nahe gauverwandten Magmas stattgefunden, welches in
cehemischer Beziehung eine merkwürdig gleichförmige
Zusammensetzung hatte; trotz der gewaltigen streichenden
Länge per 54'6 km, auf welcher diese mannigfaltigen Peridotite und
Pyroxenite längs unseres dioritisch-gabbroiden Ganglakkolithen perlen-
schnurähnlich verteilt erscheinen und den letzteren sowohl am Lie-
genden sowie am Hangenden gleich Satelliten umschwärmen. —
Werfen wir einen Rückblick auf die mannigfaltigen Pyroxene,
welche sich an der Zusammensetzung unserer ultrabasischen Stock-
gesteine beteiligen, so ist der lamellare Aufbau des überwiegend
nicht homogenen Enstatits und des Andiopsids geeignet, die Schwan-
kungen in der chemischen Zusammensetzung zu erklären. Dieselben
sind als isomorphe Mischungen des Diopsidsilikats , Ca Mg O0, mit
dem Enstatitsilikat Si, Mg, O, anzusehen, ungeachtet ihrer verschie-
denen optischen und kristallographischen Eigenschaften, wie sie das
Mikroskop enthüllt. Dasselbe gilt bezüglich des Diallags, welcher all-
gemein und speziell in unserem Falle dem Diopsid und Enstatit so
nahe steht, weil er sich nicht nur an dem lamellaren Aufbau des
Enstatits und Andiopsids beteiligt, sondern auch in seinen selbständigen
Formen eine ähnliche Lamellenstruktur offenbart. Nachdem der Diallag
chemisch zu derselben Mischungsreihe des Enstatit- und Diopsidsilikats
gehört, will man dessen Selbständigkeit nicht gelten lassen, obwohl
der letztere morphologisch und optisch so wesentlich verschieden ist,
daß es unmöglich erscheint, diesen mit den beiden vorigen in einen
Topf zu werfen. Der Umstand, daß sowohl der Diopsid mit dem En-
[187] Der metamorphe Dioritgabbrogang im Schnee- und Bielengebirge. 187
statit, der letztere mit dem Diallag und dieser wiederum mit dem
Enstatit gesetzmäßig in selbständigen Individuen verwächst, erscheint
als zweifelloser Hinweis auf den Dimorphismus sowohl des Enstatit-
gleichwie des Diopsidsilikats, welche beide sowohl monokline als auch
rhombische Formen auszubilden vermögen. —
Ueber die Umwandlung des Serpentinfelses zu Leuko-
phit, Chrysotil und Talk am Volkmerberge.
An der Oberfläche und den Strukturflächen des Serpentinfelses,
vom Tage herab, soweit die Thermalquellen und Atmosphärilien ihre
Wirkungen äußern konnten, ist der gemeine Serpentin zu Leu-
kophit verändert und zu Chrysotil regeneriert worden. Durch
diesen Prozeß wird die versteckte Mikrotextur des Serpentins wieder
aufgedeckt, welche bei der Serpentinisierung verwischt worden war.
Der aus Diallag entstandene metaxitische Serpentin ist
in faserigen, beziehungsweise blätterigen Talk umgewandelt,
dabei die großen Talkblätter zufolge ihres Perlmutterglanzes aus
Fig. 30.
Endstadium der Olivinumwandlung.
Olivinschnitt nach (100).
=
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N AS Ze mm
SO ELUUURG ST (010)
ann,
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a
= = =
SB =
= = z2
al NS Zum ERS
Sa SR 7
Spaltrisse nach (010).
Magnetit = schwarz. — Chrysotil = schraffiert.
Leukophit = punktiert.
24*
188 Franz Kretschiier. [188]
ihrer Umgebung talkartiger Substanzen scharf aufblitzen. — Auch
die Olivintextur kommt bei der Leukophit- und Chrysotilbildung
wieder zum Vorschein, ‚welche infolge der Serpentinisierung ver-
schwunden war (siehe vorstehende Abbildung 30). Zunächst sehen
wir, daß die schwarzen, metallisch glänzenden Magnetitschnüre,
welche sich auf den Spaltrissen und Sprüngen ausgeschieden haben,
scharf von ihrer farblosen Umgebung abheben und das Maschennetz
bilden, an diese haben sich gegen das Mascheninnere hin Regenera-
tionen des Serpentins, und zwar parallel- und radialfaserige
farblose Chrysotilsäume konzentrisch schalig angeglie-
dert, gleichzeitig ist der Chrysotil auf Adern und Spalten in das
Fig. 31.
Olivinschnitt nach (100).
Serpentinisiert.
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So: | @
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5 osza Spaltrisse nach (001).
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Kor 57
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Magnetit — schwarze Schnüre. — Leukophit — weiße Maschen.
Maschenirnere vorgedrungen. Die Maschen selbst haben in diesem
Stadium noch aus schwarzgrünem gemeinem Serpentin bestanden,
sie wurden schließlich in gelblichweißen und dichten Leu-
kophit umgewandelt. Gemeiner Serpentin und Leukophit sind durch
allmähliche Uebergangsglieder untereinander verknüpft. Magnetit,
Chrysotil und Leukophit bilden demzufolge schalige Sphä-
roide mit dem letztgenannten Mineralals Kern.
Infolge der Volumverminderung erscheint der Leukophitkern
mehr oder weniger zerklüftet und zerbröckelt, welcher alsdann
durch die Einwirkung der Atmosphärilien napfförmig ausgehöhlt
wird. Magnetit und Chrysotil bilden in diesem Endstadium über-
höhte scharfe Grate und Stege; diese letzteren erscheinen
als ein regelloses Geäder um die Näpfe und Poren, welche an
Stelle der Maschen entstanden sind.
Durch die fortschreitende Verwitterung werden an dem Olivin-
serpentin des Volkmerberges regelmäßig angeordnete Maschennetze
bloßgelegt, wie obenstehend (Fig. 31) skizziert. Diese leiterförmigen
[189] Der metamorphe Dioritgabbrogang im Schnee- und Bielengebirge. 189
Maschen sind nicht etwa zufällig entstanden, sondern sie entsprechen
Querschnitten des Olivins nach (100), die vertikalen Balken (oder
Stege) gehen alsdann den Spaltrissen nach (010) parallel, während
die horizontalen Balken (beziehungsweise Grate) den absätzigen
Spaltrissen nach (001) des Olivins folgen.
C. Ueber die Alkalipyroxenite bei Weißbach und Waldeck.
Am Volkmerberge bei Weißbach und der Viehbichkoppe bei
Waldeck hat der Verf. neue titanreiche Pyroxenite entdeckt,
welche durch ihren hohen Gehalt an Titansäure, beziehungsweise
durch die in ihrem Mineralgemenge dominierenden Titanmineralien
Ilmenit, Titanmagnetit, Titanit und Rutil auffällig charakterisiert er-
scheinen und für welche der Sammelname Titanolith in Vorschlag
gebracht wird. Die Zusammensetzung dieser merkwürdigen Pyroxenite
ist teils eine ternäre (Weißbach), teils eine binäre (Waldeck), ohne
Spuren von Serpentinisierung; stets bleibt für dieselben die große
Menge der Titanmineralien, beziehungsweise der hohe Gehalt an
Titansäure bezeichnend, was auf die Abstammung von einem esse-
xitischen Magma unverkennbar hinweist. Von der Gewißheit dieses
Zusammenhanges werden wir uns an der Hand der folgenden mikro-
skopisch-optischen sowie der chemischen Analyse die nötige Ueber-
zeugung verschaffen.
Titanolith (Ilmenit-Enstatit-Diallagfels) vom Volkmer-
berge bei Ober-Weißbach.
Makroskopisch und mit Hilfe des binok. Mikroskops konnte der
Verf. an Streupräparaten feststellen, daß Diallag und Enstatit
scheinbar die wesentlichen Komponenten dieses dunkelgrauen
Gesteins bilden, soviel sich an den relativ frisch erhaltenen und nicht
zu weitgehend modifizierten Gesteinspartien erkennen läßt; hierzu tritt
kleinkörniger Feldspat, dessen Menge größeren Schwankungen
unterworfen ist. Die Menge des eingesprengten Magnetits scheint
mäßig zu sein, demzufolge das Gestein nur einen schwachen Einfluß
auf die Magnetnadel äußert; es ist daher nur schwacher, beziehungs-
weise einfacher Magnetismus vorhanden, welcher der Polarität ent-
behrt. Die beiden Pyroxene halten sich wohl bezüglich ihres Mengen-
verhältnisses allgemein das Gleichgewicht, doch ist dasselbe Schwan-
kungen unterworfen, derartig daß Diallag gegen Enstatit vorherrscht
oder umgekehrt. Das hohe spezifische Gewicht, seine Feldspatarmut
sowie die Vergesellschaftung und gleiche geologische Stellung inner-
halb unserer großen Reihe sporadisch verteilter Pyroxenite und Peri-
dotite, nähert das in Rede stehende Gestein derselben Reihe.
Betrachten wir nun die genannten Komponenten näher, so finden
wir, daß der Diallag im Rückstrahllicht meist dunkelgrau bis
weißgrau ist, im Durchstrahllicht goldgelb bis farblos, ausge-
zeichnet großblätterig nach (100) mit paralleler Längsstreifung und
metallartigem Perlmutterglanz auf der Fläche vollkommenster Teilbar- .
keit (100), welchem Verhalten zufolge wir wohl diesen Teil des
190 Franz Kretschmer. 11 90]
Pyroxens dem Diallag zuweisen müssen. Als Seltenheit verdienen
diektafelförmige Individuen hervorgehoben zu werden, begrenzt von
den drei Pinakoiden, und zwar herrschenden © P » (100) unter-
geordnet » Po (010).0o P (001).
Der Enstatit ist in erbsgroßen Körnern vertreten, die im
rückfallenden Licht weißgelb, im durchfallenden Licht blaßgelblich bis
farblos erscheinen, vorwiegend sind jedoch feinkörnige gleichgefärbte
Aggregate.
Der Feldspat gehört zum Plagioklas, derselbe ist in xeno-
morphen Körnern gegenwärtig, besitzt eine mit Richtung der Brachy-'
diagonale gestreckte Leistenform, seine breiten Lamellen sind nach
dem Albitgesetz parallel M polysynthetisch verzwillingt, wie man nach
den alternierenden aus- und einspringenden Winkeln des körperlichen
Bildes u. d. binok. M. sehr gut verfolgen kann. Nach Maßgabe der
breiten Lamellen dieses Plagioklases kann man auch in diesem
Gestein auf ein stark basisches Mischungsglied schließen.
Der Magnetit ist, was seine Verteilung betrifft, den vorgenannten
Komponenten in makroskopisch kleinen Körnchen reichlich einge-
sprengt; auch einzelne größere rundliche Körner da und dort vor-
handen, Kristalle sind selten.
Olivin wurde nirgends beobachtet.
Dünnschliffbild des Titanoliths am Volkmerberge.
U. d. P. M. beobachten wir zunächst, daß sich dieses Gestein
in einem viel weiter fortgeschrittenen Zustande der Umwandlung
befindet, als man nach der makroskopischen Untersuchung vermutet,
jedoch ohne Spuren von Serpentinisierung,. sondern zu Titanit nebst
Kalzit. Von den ursprünglichen Hauptgemengteilen sind im Gestein
große Diallag- und Enstatit-Individuen erhalten geblieben, jeden-
falls war das Gestein ursprünglich ein 'grobkörniges Gemenge der
gedachten Pyroxene; als dritter Hauptgemengteil ist noch Ilmenit,
hauptsächlich aber aus demselben sekundär hervorgegangener Tita-
nit anzuführen. Zu den Nebengemengteilen gehört sekundär aus-
geschiedener Kalzit und Talk nebst primärem Magnetit.
Der Enstatit zeigt große, breit- und kurzprismatische Kristalle
mit scharf markierten geradlinigen Spaltrissen nach (100); auch
größere und kleinere Knäuel von kleinen Enstatiten. Wir sehen jedoch
selbst an größeren Enstatiten keine Verbiegungen und Knickungen,
dagegen Zwillingsbildung nach. z Po (104), welche man auf Gleitung
zurückführt. Die gesetzmäßigen Einschlüsse von parallel (110) ein-
gelagerten Lamellen des Diallags fehlen auch hier nicht und
sind speziell im vorliegenden Falle ungewöhnlich breit und vielfach
wiederholt. In Schnitten nach (010) löscht der Enstatit gerade aus,
der Diallag unter X 40° aus, gemessen im stumpfen Winkel ß; oft
befinden sich diese Lamellen zueinander in Zwillingsstellung, was
sich aus ihrer symmetrischen und alternierenden Auslöschung ergibt.
Außerdem finden wir darin öfters ausgebreitete Haufen von schlackigem
Ilmenit und Magnetit, welche auch mitunter die Enstatitkristalle
umkränzen.
[191] Der metamorphe Dioritgabbrogang im Schnee- und Bielengebirge. 191
Der Diallag ist im Auffallicht gfünlichgrau mit metallartigem
Schiller, im ‘Durchfallicht völlig farblos, ohne Pleochroismus, große
formlose Individuen mit ausgezeichneter Teilbarkeit nach (100), welche
auf (010) den prismatischen Spaltrissen parallel läuft. Der Diallag
steht mit Enstatitin parallelerlamellarer Verwachsung
dergestalt, daß beide Mineralien das Prisma gemein haben, so daß
die Spaltrisse durch beide gehen; die Enstatitlamellen unterscheiden
sich leicht durch ihre geringe Doppelbrechung und die Lage der
Auslöschungsrichtungen von den Diallaglamellen; neben diesen streng
orientierten Verwachsungen von Diallag und Enstatit sind auch solche
zu erwähnen, welche zum Teil flammenartig dem Perthit, sowie
auch wurmähnlich dem Myrmekit gleich sind. Außerdem sind dem
Diallag spärlich dicke Lamellen von Ilmenit parallel (100) einge-
schaltet. Die gedachten Einschaltungen im Verein mit der Spaltbarkeit
bedingen die überaus feinfaserige Struktur unseres Diallags. Schließlich
sind noch jene häufigen schwarzen, bald längeren, bald kürzeren
und dünnen Striche hervorzuheben, die zum Teil parallel (100)
eingelagert erscheinen und den metallartigen Schiller auf den Ab-
lösungsflächen bedingen ?
Im Dünnschliffbilde drängt sich uns ferner eine große Menge
vonIlmenitauf, welcheinden Pyroxenen zur Ausscheidung
kam und den prismatischen Spaltrissen derselben folgend, sich zu
einem rechtwinkeligen Maschennetz ausgestaltet hat; außerdem hat
sich der Ilmenit mit dem Magnetit zu mehr oder weniger ausgebrei-
teten Körnerhaufen vereinigt. — Olivin und Feldspäte fehlen nach
Maßgabe der untersuchten Dünnschliffe dem Gesteinsgemenge gänz-
lich, —
Umwandlungs-Erscheinungen.
Merkwürdig sind die ausgebreiteten Umwandlungen des ursprüng-
lichen Mineralbestandes, welche speziell den Ilmenit betraf,
dagegen die Serpentinisierung ausschloß. Um den Ilmenit
herum oder in dessen Begleitung finden wir ausgebreitete Fetzen und
Lappen oder kleinere und: größere Körner von Titanit, der das
Dünnschliffbild geradezu beherrscht, oft sind große Kristalle als
rhombische Schnitte derselben inmitten des Diallags eingeschlossen.
Der Titanit ist leicht zu diagnostizieren, und zwar sowohl durch die
hohe Lichtbrechung, welche hohes Relief, runzelige Oberfläche sowie
dunkle Reflexionsränder bedingt, als auch die hohe Doppelbrechung
welche unter X Nicols die mattschimmernden Interferenzfarben von
matt purpur und grüngelb hoher Ordnung liefern. Infolge der unge-
wöhnlich starken Dispersion löschen viele Schnitte entweder gar nicht
oder nur unvollständig aus; nur bei Verwendung des Gipsblatt-Kom-
pensators erzielt man die für Titanit charakteristische Auslöschungs-
schiefe. Uebrigens ist der Titanit im Auffallicht durchwegs weißgrau,
im Durchfallicht völlig farblos.
Zwischen dem Titanit hindurch ziehen sich zahlreiche große
Körner von Kalzit, die zumeist polysynthetisch nach — 5; R (0112)
verzwillingt sind, häufig sieht man Titanitkörner inmitten des
Kalzits von diesem rings umschlossen; es ist dies ein bei der
192 Franz Kretschmer. [1 92]
Zersetzung des Titanits häufig beobachteter Vorgang. Der Kalzit ist im
Schliff farblos, infolge hoher Doppelbrechung unter X Nicols weißliche,
rote und grüne Polarisationstöne hoher Ordnung; erhebliche Differenz
im Relief der Kalzitschnitte, je nachdem »- oder s-Strahl denselben
durchläuft und auffällig verschiedene Absorption der beiden Strahlen
o > e, insbesondere in benachbarten Zwillingslamellen scharf aus-
geprägt. .
Die restlichen Zwischenräume, welche die gedachten Umwand-
lungsprodukte übrig ließen, sind durch ein farbloses überaus fein-
schuppiges Aggregat von niedriger Licht- und hoher Doppelbrechung
ausgefüllt, das nach den muskovitähnlichen Interferenzfarben zu
schließen, wohl dem Talk angehören dürfte. Infolge der fast sub-
mikroskopischen Kleinheit löscht das Talkaggregat zwischen x Nicols
in keiner Stellung aus: Dieser ausgebreiteten Talkbildung
fällt zuerst und hauptsächlich der Diallag zum Opfer.
Die oben geschilderten beiden Pyroxene sind wohl in großen
Individuen selbständig auskristallisiert, jedoch gegenseitig dergestalt
durcheinandergewachsen, daß das unversehrte Gestein jedenfalls Im-
plikationsstruktur besaß.
Nach vorstehendem Ergebnis der Dünnschliff-Untersuchung war
das frische Gestein ursprünglich sehr wahrscheinlich ein Ilmenit-
Enstatit-Diallagit, welcher durch starke Beteiligung der Titan-
mineralien im Gesteinsgemenge, seine Zugehörigkeit zu den Pyroxeniten
der Alkaligesteinsreihe bekundet.
In der Nachbarschaft des in Rede stehenden Vorkommens, das
heißt in der „Alten Gos“ ist später Nephelinbasalt.aufgebrochen !),
worin wir ebenfalls einen Hinweis auf einen daselbst in der Tiefe
liegenden Magmaherd von Alkaligesteinen erblicken müssen.
Auf den Inseln Gomö und Longö bei Kragerö in Südnorwegen
finden sich in dem dortigen Hyperit, Massen aus lImenit und rhom-
bischem Pyroxen bestehend, die von J. H.L. Vogt Ilmenit-Enstatite
genannt worden sind. —
Titanolith (Diallag-Titanmagnetitfels) epidotisiert etc., auf der Vieh-
bichkoppe bei Waldeck südwestlich Jauernig.
Auf dieser Koppe, einem Ausläufer des dominierenden Rössel-
berges (Kote 849 m) im Bielengebirge, ungefähr 1000 Schritte südlich
der Kirche zu Waldeck, befindet sich ein derzeit auflässiger Stollen,
mit welchem auf ein Magneteisenerz oder richtiger gesagt auf ma-
snetitführende Gesteine geschürft wurde. Den als Aufschluß
dienenden Stollen hat man im Gneis vorgetrieben, Kalklager
kommen daselbst ebenfalls vor, da ich Kalkblöcke in der alten
Stollenhalde vorfand. Die Gesteine, welche untenfolgend eingehend
untersucht werden sollen, entnahm ich der dicht am Stollenmundloch
angeschütteten Erz- und Berghalde, sie stammen also aus dem Stollen,
aus dem sie zutage gefördert wurden. Dieser Stollenbetrieb soll an-
geblich wegen eines darin vorgekommenen Unglücksfalles zum Still-
I) Siehe bei J. Guckler, |, c. pag. 171.
[193] Der metamorphe Dioritgabbrogang im Schnee- und Bielengebirge. 193
\
stand gekommen sein! Nachdem das Stollenmundloch nicht offen steht,
der Stollen also nicht befahrbar ist, konnten auch über die Mächtig-
keit, Verbreitung sowie die Lagerungsverhältnisse der nachfolgend
untersuchten Gesteine keine Anhaltspunkte gewonnen werden.
Etwas höher nach dem Scheitel der Viehbichkoppe fand ich
noch einen zweiten kleineren Schurfversuch auf die nämlichen magnetit-
führenden Gesteine,
Die in Rede stehenden eisenreichen Gesteinsmassen durch-
brechen körnigen oder grobfaserigen Granitgneis (des am Rössel-
berge herrschenden Gesteins) nächst der Grenze der Landeck - Krau-
tenwalder Glimmerschieferzone (Schieferhülle). Am Nordgehänge des
Rösselberges beim sogenannten „Grünen Krenz“ steckt ein isolierter
Stock von Hornblendesyenit in demselben Granitgneis, während
gegen NW hin auf der Leithnerkoppe ein Aufbruch von Nephelin-
basalt sich befindet). Wie man sieht, liegt hier ein Grenzgebiet
mannigfaltiger Eruptivgesteine der Alkalikalkreihe sowie auch der
Alkalireihe vor.
Die hierorts neu aufgefundenen Gesteine sind in petrographischer
Hinsicht von hohem wissenschaftlichem Interesse und sollen denselben
folgende Mitteilungen gewidmet sein. Wir werden uns alsbald die
Ueberzeugung verschaffen, daß eine feldspatfreie bis feldspatarme
pyroxenitische Fazies von Alkaligesteinen vorliegt und
scheint die Annahme naheliegend, daß der Magmaherd unseres meta-
morphen Dioritgabbroganges neben den Kalkalkaligesteinen in diesem
Grenzgebiet auch Gesteine der Essexitfamilie gefördert hat, welch
letztere als das analoge Glied der Alkaligesteinsreihe erscheint.
Wir beginnen mit dem stark modifizierten Titanmagnetit-Diallag-
fels, für welchen wir wegen seinem Reichtum an Titanmineralien den
Name» Titanolith adoptieren, obwohl er eine etwas abweichende
mineralische Zusammensetzung hat, als der Titanolith vom Volkmer-
berge bei Weißbach.
Makroskopische Untersuchung des Titanoliths mit Hilfe
des binok. Mikr.
Fleck- und lagenweise metallisch glänzende Stufen dieses Gesteins
bestehen wesentlich aus klein- bis großblätterigem Diallag, Epidot
in Kristallen und Körnern, mehr oder weniger eingesprengt mit Ma-
snetit, untergeordnet sind Feldspate, Quarz und Kalzit. — Eisen-
‚schwarze diallagreiche und Magnetit eingesprengte Gesteins-
partien wechseln fleck- und lagenweise mit zeisig-
selben ab, welche aus körnigem Pistazit bestehen, dazwischen
finden sich dunkelgrau melierte Gesteinspartikel, die aus Dial-
lag und mehr Feldspaten zusammengesetzt sind. Diallag und
Epidot sind häufig innig miteinander verwachsen und durch Ueber-
gänge verknüpft, so daß letzterer als das Umwandlungsprodukt des
ersteren zu betrachten ist. Da und dort bemerkt man unter den
Komponenten auch dünnstengelige, langprismatische, parallel- und
!) Siehe Sektion Glatz der geologischen Karte vom niederschlesischen
Gebirge. Berlin 1867 und beiliegende geologische Karte.
Jahrbuch d. k. k. geol. Reichsanstalt, 1917, 67. Band, 1. Heft. (F. Kretschmer.) 25
194 Franz Kretschmer. [194]
quergelagerte Amphibolaggregate ebenfalls mit dem Diallag
innig verwachsen, über deren sekundäre Entstehung aus Diallag kein
Zweifel obwaltet.
Des weiteren findet man in unserem Gestein grobkristalline
Gemenge von großblätterigem Diallag und Epidot mit etwas Feld-
spat, mehr Quarz und reichlichem Kalzit innig verwachsen. Daselbst
öffnen sich auch Drusenräume im Gestein, worin Amphibol,
beziehungsweise Aktinolith in langprismatischen, breitstengeligen
und nadelförmigen Individuen, den Kalzit, Quarz und Feldspat kreuz
und quer durchspießen sowie vom körnigen und säuligen Epidot
durchwachsen sind. Zweifellos sind es auch in diesem Falle Re-
senerationen des Ursprungsgesteins. Auch sonst ist der Kalzit in
feiner Verteilung im Gestein vorhanden, demzufolge dasselbe mit
Säuren sehr lebhaftes und andauerndes Aufbrausen zeigt und ersehen
daraus, in welch hohem Maße das Gestein durch die gedachten Um-
wandlungsvorgänge in Mitleidenschaft gezogen wurde. Mit dieser
letzteren geht die Entwicklung schiefriger Struktur in dem
Gestein Hand in Hand, so daß dasselbe äußerlich dem Glimmerschiefer
ähnlich wird.
An den obgenannten Gesteinskomponenten konnte ich folgende
Einzelheiten beobachten: Vorherrschend sind kleinschuppige
Aggregate des blätterigen Diallags, durch ihren starken metall-
artigen Perlmutterglanz auf (100) auffällig; bei fortschreitender
Verdichtung der Blättchen verschwindet dieser Glanz und wir sehen
in dem Gestein matteisenschwarze und metallischglänzende
Gesteinspartien abwechseln. Daneben und in anderen Stufen ist der
Diallag großblätterig, zeigt jedoch nur lebhaften Perlmutterglanz
oder bloß Fettglanz auf (100); derselbe ist schwarzgrün bis olivgrün,
im Durchfallicht graugrün und gelblichgrün; Kristalle sind selten; da
und dort begegnen wir großen Diallagindividuen, weniger blätterig, aber
mit deutlicher Spaltbarkeit nach (110). — Außer dem schwarzgrünen
Diallag findet sich in vielen Stufen ein meist großblätteriger
haar- und kastanienbrauner Diallag, im Durchfallicht gold-
gelb und gelbbraun, jedoch nur fettglänzend, seltener Perlmutterglanz,
mit orthopinakoidaler Teilbarkeit und zuweilen metallischem Schiller
darauf. — Haar- und kastanienbraune Kristalle des Diallags
von © P (110) begrenzt und mit vollkommener Spaltbarkeit nach
(110) ausgestattet, die sich bis zur Feinfaserigkeit steigert, sind
keineswegs selten; die mitunter ziemlich langen Prismen zeigen als-
dann scharfe Querabsonderung senkrecht c.. — Ferner sind mit dem
sroßblätterigen Diallag innig verwachsen einzelne pechschwarze
langprismatische Augite gefunden worden, welche durch ihre
vollkommene Spaltbarkeit nach (110) und durch Querabsonderung
nach (001) auffallen. — Im ganzen genommen ist jedoch der braune
Diallag untergeordnet, vorherrschend in den meisten Handstufen der
dunkelgrüne Diallag. —
Die Menge des Feldspats ist im allgemeinen spärlich, jedoch
in den einzelnen Handsteinen Schwankungen unterworfen und da und
dort nicht unbeträchtlich; er ist meistens kleinkörnig, glasklar, farblos
bis rauchgrau. An einzelnen bis 10 mm großen Feldspaten konnte ich
[195] Der metamorphe Dioritgabbrogang im Schnee- und Bielengebirge. 195
u. d. binok M. die Natur derselben nach der polysynthetischen
Zwillingsbildung feststellen. Es ist ein langprismatischer, nach der
Kante P: M gestreckter dünn- und dicktafeliger Plagioklas und
durch eine überaus zarte Längsstreifung parallel dieser Kante ausge-
zeichnet. Spaltbarkeit nach (001) sehr vollkommen, nach (010) weniger
vollkommen. Indem sich diese Tafeln nach M in Zwillingsstellung
polysynthetisch wiederholen, tritt solcher lamellarer Bau des
Piagioklases mit seinen alternierenden ein- und ausspringenden Winkeln
der P-Flächen u. d. binok. M. sehr plastisch hervor. Nach den vor-
wiegend sehr breiten Lamellen zu schließen, gehört unser Plagioklas
einem sehr basischen Mischungsgliede dieser Reihe an. — Der
Plagioklas enthält in der Regel zahlreiche Einschlüsse, und zwar
teils von Diallagblättern, teils ist er von vielen und langen Aktinolith-
nadeln und auch von Hornblendeprismen durchspießt. Derselbe um-
schließt hier und dort einzelne Epidotsäulen und ist auch mit ver-
einzelten Magnetitkörnern eingesprengt.
Der Magnetit ist im Diallag reichlich vorhanden, dagegen
fehlt er im Pistazit, bei dessen Bildung er verwendet wurde; der-
selbe ist gewöhnlich in größeren Oktaedern oder in zahllosen kleinen
Körnern vertreten; seine Menge ist in der Regel so groß, daß er
einen mäßigen Einfluß auf die Magnetnadel ausübt; das Gestein be-
sitzt demzufolge in seinen eisenschwarzen, stark metallisch glänzenden
Partien ein auffallend hohes spezifisches Gewicht. Dieser Gehalt an
Magnetit gab wohl auch den Anlaß zu den auf unserem Gestein um-
gehenden Eisenerzschürfungen.
Neubildungen.
Der Epidot (Pistazit) bildet zeisiggrüne bis gelbgrüne, vor-
herrschend feinkörnige Aggregate oder häufig auch nach der Ortho-
diagonale langgestreckte Säulen, parallel und zu Gruppen verwachsen ;
diese letzteren dort angesiedelt, wo sich im Gestein freier Raum, wie
beispielsweise in den vielen Drusen, dargeboten hat. Daselbst
wurden auch kurzsäulige modellscharfe Epidotkristalle beobachtet,
welche nicht nur in der Hauptzone, sondern auch terminal gut aus-
gebildet waren und deren Kombination u. d. binok. Mikr. festgestellt
werden konnte, und zwar:
oP.oPn.Pw.4Px.P.Px
M TE r i Mir 20
Auch Zwillinge nach o P& (100) dieser letzteren Kombination,
mit deutlicher Rinne zwischen den beiden Individuen. Ferner Kristalle
wie umstehende Abbild. 32, welche eine Projektion auf das Klino-
pinakoid darstellen und andere komplizierte Formen. Die in Epidot
(Pistazit) umgewandelten Gesteinslagen und unregelmäßigen Partien
sind infolge der Substanzverluste von zahlreichen Drusenräumen
durchzogen, worin zahllose Epidotsäulen den nötigen Raum zur freien
Ausbildung fanden.
Wie bereits oben erwähnt, findet zwischen dem Diallag und
dem körnigen Pistazit ein allmählicher Uebergang statt, sehr oft
25*
196 Franz Kretschmer. [1 96]
stößt man deshalb auf förmliche Gemenge von Diallag und Pistazit,
oder in den grobkörnigen und drusigen Gesteinspartien kann man im
säuligen Epidot noch zahlreiche Blätter von Diallag finden. Diese
Verhältnisse sowie der Umstand, daß die ausgeprägte Blätterigkeit
des pyroxenitischen Bestandteils zuweilen noch dem Pistazit erhalten
blieb, spricht entschieden dafür, daß der letztere aus dem ertseren
unter Mitwirkung des Feldspats hervorgegangen ist. Bei diesem
Prozeß der Epidotisierung gelangte neben Quarz auch Kalzit sowie
gelbockriger Limonit zur Abscheidung, welche wohl zumeist im Ge-
stein anwesend erscheinen.
®
Fig. 32.
Makroskopische Epidotsäulen.
Projektion auf (010).
Spatige Kalzitaggregate begleiten stets den Pistazit, auch
sonst finden sich Ueberrindungen des Kalzits im Gestein verbreitet.
Einzeln eingesprengte Kalzite zeigen das Grundrhomboeder R mit
ausgezeichneter polysynthetischer Zwillingsbildung nach — 4 R (0112).
Gleichwie die Epidotbildung, ist auch die Umwandlung des
Diallags unter Mitverwendung des Feldspats zu einem feinschuppigen
Serizit von besonderem Interesse ; dessen seidenglänzende Aggregate
sich in manchen lagenförmigen Gesteinspartien überall sowie speziell
auf Strukturflächen verbreiten und den Perlmutterglanz des Diallags
weiter steigern, so daß das Gestein bisweilen dadurch einen glimmer-
schieferähnlichen Habitus empfängt. Die Epidot- und Serizit-
bildung läuft schließlich auf eine Saussuritisierung des Gesteins hinaus.
Dünnschliffanalyse des Titanoliths von der Viehbich-
koppe bei Waldeck.
U. d. P. M. wird die Kenntnis dieser weitgehend modifizierten
Gesteine wesentlich erweitert, denn wir finden darin als neuen
[197] Der metamorphe Dioritgabbrogang im Schnee- und Bielengebirge. 197
Hauptgemengteil eine Unmasse von Titanmineralien
und wird der dadurch bedingte hohe Gehalt an 7%O, durch die unten
folgende chemische Analyse bestätigf. Das Gestein hat wohl ursprüng-
lich wesentlich aus Diallag und Titanmagnetit nebst spärlichem
Feldspat bestanden, hat aber durch mannigfaltige Umwandlungsprozesse
tiefeingreifende Veränderungen seines Mineralbestandes erfahren,
und zwar geht der Diallag der Umwandlung in ausgebreitete mittel-
körnige Aggregate von gelbgrünem Epidot entgegen, unter Ab-
scheidung von zahlreichen größeren Körnern des Kalzits. Aus der
Umsetzung des Titanmagnetits nebst Diallag sind vor allen anderen
ausgebreitete Gewebe von Titanit nebst Rutil hervorgegangen,
worin noch viele Kristalle von Titanmagnetit enthalten sind;
ferner liegen darin parallel gestreckte Blättchen von farblosem Mus-
kovit, grünem parallelblätterigem Chlorit und nahezu submikro-
skopische Aggregate von Serizit und andere nicht näher bestimmbare
Substanzen, welche Gemengteile untereinander parallele Anordnung
zeigen, was zur Ausbildung von Schieferstruktur führt.
Der Diallag ist nur in wenigen Schnitten erhalten ; derselbe ist im
Schliff gelbbraun bis haarbraun, der Pleochroismus ist a=c dunkelbraun,
b gelblichbraun, die kräftigen Eigenfarben verdecken die Interferenz-
farben. Es sind große unregelmäßig gestaltete Individuen mit ausge-
zeichneter prismatischer Spaltbarkeit nach (110), die sich bis zur
Feinfaserigkeit steigert, wie man sich an den wenigen unvollständig
erhaltenen Basisschnitten leicht überzeugen kann. In einzelnen gelb-
braunen Individuen bemerkt man in Längsschnitten breitgestellte grobe
Spaltrisse nach (110) und diesen letzteren parallel eingeschaltete
Lamellen von farblosem, schwächer doppeltbrechendem Augit, mit
einer nur wenig größeren Auslöschungsschiefe und gleichsinniger
Achsenlage. Der optische Charakter der Hauptzone ist positiv. Außer-
dem sehen wir viele Fetzen und andere Ueberreste großer
Diallagindividuen unter den übrigen Komponenten verteilt. Der Diallag
ist vom Granat der Form « 0 (110) mit zentralgehäuften Einschlüssen
und vielen Kristallen O (111) und «On (100) des Titanmagnetits
eingesprengt.
Umwandlungen. An dem Diallag können wir in ausgebreiteten
Schliffpartien die Umsetzung des Diallags in ein Gewebe von Titanit
nebst Rutil sowie etwas faserigen Chlorit, worin’ man eine auffallend
große Menge des Titanmagnetits nebst einzelnen größeren Körnern
des Kalzits ausgeschieden findet. In anderen Schliffpartien können wir
die Umsetzung des braunen Diallags in ausgebreitete mittelkörnige
Aggregate von Epidot nebst großen Körnerr des Kalzits verfolgen;
außerdem gesellen sich auch diesfalls Titanitaggregate und Kristalle
von Titanmagnetit, allerdings nur sparsam, hinzu.
Der Epidot ist in morphologischer Hinsicht ziemlich formen-
reich, und zwar werden hauptsächlich im Schliff beobachtet: Einfache
hexagonale und rhombische Durchschnitte begrenzt von
oP (001), Po (101). o Po (100);
M r u
198 Franz Kretschmer. [198]
durch Ausfall von 7 ergibt sich die den kleinsten Körnern eigen-
tümliche und am häufigsten vertretene rhombische Form. Die größeren
Individuen sind begrenzt durch:
o Po (100).0oP (001). Po (101).5 Po (021)
7 M r i
und an den beiden Enden P{(l11). Po (011); letztere Komb.-Form
N
geht häufig Zwillinge ein mit © P » (100) als Zwillingsfläche, mit
tiefer Rinne zwischen den beiden Individuen, jedoch nicht mehrfach
wiederholt. (Siehe beistehende Abbild. 33.)
Fig. 33. z
Mikroskopische Epidotschnitte nach (010).
Habitus der Kristalle kurzprismatisch nach der Symmetrieachse
gestreckt, M und 7 annähernd im Gleichgewicht; der Spaltung nach
(001) entsprechen nur spärliche Risse, dagegen diejenigen nach (100)
scharf und anhaltend sind. Die Farbe im Schliff ist hellgelblichgrün
und zitronengelb, kein Pleochroismus; Lichtbrechung stark, daher
scharfgeschnittenes Relief; Doppelbrechung hoch bei negativem Cha-
rakter, und zwar ist nach dem Schema von Michel-Levy und
Lacroix 7—a= 0'037 in Schnitten nach (010) mit der höchsten
Interferenzfarbe, dem Dunkelviolettrot am Ende der II. Ordnung,
dagegen auf den anderen Schnitten niedrigere Interferenzfarben. Die
Auslöschungsschiefe auf (010) wurde gegen die Spaltrisse nach (100)
mit 26° 30° gemessen.
In den Epidotaggregaten finden sich (wie bereits oben erwähnt)
Relikte des Diallags zerstreut, Titanmagnetit ist nicht reichlich
ausgeschieden, stellenweise wurde der Eisengehalt ganz zur Epidot-
bildung verwendet, daher dort Magnetit fehlt. In der Nähe des
[199] Der metamorphe Dioritgabbrogang im Schnee- und Bielengebirge. 199
Diallags findet man im Epidotaggregat unregelmäßige Ueberreste von
Feldspatkörnern erhalten, soweit diese nicht bei der Epidot-
bildung konsumiert wurden.
Der Titanit bildet ausgebreitete, fast submikroskopische Aggre-
gate, die infolge ihrer Kleinheit und starken Dispersion ohne Ein-
wirkung auf das polarisierte Licht erscheinen; sie sind völlig farblos
oder durch Interpositionen rauchgrau bis eisenschwarz, das erhabene
Relief und rauhe Oberfläche läßt auf hohe Licht- und Doppelbrechung
schließen. Unter Anwendung starker Systeme erfolgt Aufhellung und
wir erkennen ein überaus feinkristalliges Gewebe von Leistchen und
‘größeren Täfelchen, welche letztere gedrängte Längsstreifung zeigen;
erst unter Zuhilfenahme des Gipsblattkompensators erhalten wir die
matten weißlichen irisierenden Interferenzfarben hoher Ordnungen,
‚woraus sich Y— «==0'120 ergibt. An die Leistehen und Täfelchen
des Titanits setzen sich gelbbraune Rutilaggregate in Form von
Haaren, Nadeln und Faserbüscheln an. Außerdem wird das Titanitag-
gregat; von Ueberresten des braunen Diallags durchzogen, worin wir wohl
einen unverkennbaren Hinweis auf die stattgefundenen Umwandlungs-
vorgänge zu erblicken haben. Daß ein Teil des Titanits, und zwar
die grobkörnigen Aggregate, mit ihren isometrischen, dem tesseralen
System ähnlichen Formen zum Perowskit gehören, ist wahrschein-
lich, wofür auch das isotrope Verhalten seiner Schnitte und der noch
höhere Brechungsexponent sprechen würde. Ob ein Teil des Titanits
zu den primären Gemengteilen gehört, bleibt dahingestellt, der andere
hat sich aus der Umsetzung des Diallags gebildet, während ein
dritter Teil von dem Titanmagnetit abstammt.
Auf Grund der vorstehenden makro- und mikroskopischen Unter-
suchung können wir den Mineralbestand des Ursprungsgesteins fest-
stellen; dasselbe war einfach aus braunem und grünem Diallag
mit eingesprengtem Titanmagnetit als Hauptgemengteilen und spär-
lichem Feldspat als Nebengemengteil zusammengesetzt; alle übrigen
mannigfaltigen Gemengteile erscheinen bloß als Umwandlungsprodukte
der vorigen. Die Ausscheidungsfolge ist: Magnetit, Diallag und
zuletzt Feldspat. Die Struktur war eine hypidiomorph-kör-
nige, gleichwie in anderen Pyroxeniten. Das Ursprungsgestein ist
demzufolge ein Titanmagnetit-Diallagit, den wir gleich dem
Pyroxenit vom Volkmerberge wegen seines großen Gehaltes an Titan-
mineralien unter dem Namen Titanolith zusammenfassen. Von der
auf unserem Gangzuge der Peridotite und Pyroxenite eine solche
bedeutende Rolle spielenden Serpentinisierung finden wir im vor-
liegenden Alkalipyroxenit kaum eine Spur, sie wird diesfalls durch
die Epidotisierung und Titanitisierung ersetzt.
Chemische Analyse des Titanoliths von der Viehbich-
koppe bei Waldeck.
Das Material zu dieser chemischen Analyse stammt von der
Stollenhalde der Eisenerzschürfung auf der Viehbich-
koppe, von wo auch die Stufen für die Dünnschliffe aufgesammelt
wurden.
200 Franz Kretschmer. [200]
Analyse V.
Gewichtsprozente Molekularprozente
a b
Rieselsäure SEO, in suche 30:43 38:04 45°67
Titansäuro 710, 1 /en 5.0 enger 3:20 4:00 3:62
Tonerde ALD, San re ein 21:28 15:10
Chromoxyd 0130... ss ne ara 0:05 0:10 0:05
EiSenoxyd nl er 8-26 10:32 4:68
Eisenoxydul #eO „ne unse 686 8:57 8.64
Manganoxydul MnO ...2.2..... 0:22 0:27 0:28
Magnesie, MgO...... 50, une 2:18 2:72 4:88
Kalkerde Ca0'E Sera 2155 13:27 15:86
Kali und Natron RO+N0... 09 1715 1:07
Kohlensaure, 20 2... nu 8:59 — ==
Phosphorsäure 0, ...-:...... 0:224 0:28 015
Krist. und Konst. Wasser H,O... 0:54 — —
100:07 100:00 100.00
Gruppenwerte:
Baar A 10 C= 1493, #—= 15:63, 7 —%, R=475,K = U8
Gesteinsformel:
549,8 oT Cy1 Fıo-2
Die Menge des ausgeschiedenen Ca CO,, der als Kalzit sowohl
makroskopisch als auch im Dünnschliff festgestellt wurde, beträgt
laut der chemischen Analyse Va = 19:52 °/,, ist also über Erwartung
hoch; die nach Abzug des Kalkkarbonats restliche Zusammensetzung
ist in der Zahlenreihe unter b ausgewiesen. Diese zeigt nahe ver-
wandtschaftliche Beziehungen zu dem Forellenstein von Schlumpskoppe
bei Neurode (Schlesien)!) für welche die Gesteinsformel wie folgt
lautet:
S51.38 Co Cy5 Jıoo0
Eine noch nähere Verwandtschaft finden wir übrigens mit den
Pyroxeni®n der Alkaligesteinsreihe, speziell mit dem von
Sölvsberg, Hadeland (Norwegen) ?), mit welchem unser Gestein den
hohen Tonerdegehalt, das Zurücktreten der Magnesia
gegen Kalk und den niedrigen Gehalt an Alkalien gemeinsam hat.
Unterziehen wir die chemische Analyse des in Rede stehenden
Gesteins einer eingehenden Betrachtung, so scheint speziell der 4%,
betragende Gehalt an 7%0, im hohen Grade charakteristisch für
essexitische Gesteine, welche in den Pyroxeniten der Kalkalkali-
gesteine kaum jemals eine solche Höhe erreicht; derselbe ist zum
größten Teil an die mikroskopischen Titanit- und Rutilaggregate
gebunden und ist auch im Titanmagnetit gleichwie im Diallag ent-
') H. Rosenbusch, Gesteinslehre. 1910, pag. 240.
?) H. Rosenbusch, Gesteinslehre. 1910, pag. 222.
[201] Der metamorphe Dioritgabbrogang im Schnee- und Bielengebirge. 20]
halten. Die große Menge der sekundär angereicherten Tonerde =
21'280, steckt nicht nur im Diallag und dem ihm eingeschalteten
Augit, dem sparsamen Feldspat, sondern hauptsächlich in den Neu-
bildungen Pistazit nebst Serizit. Aus dem hohen Gehalt an Fe, O0; +
+ FeO = 18:87%, erkennen wir, daß vorliegendes Gestein eines der
eisenreichsten auf unserem Zuge der Peridotite und Pyroxenite
ist, welcher Eisengehalt wesentlich als Titanmagnetit ausgeschieden
wurde. In der Vormacht des Kalkes über die stark gesunkene Ma-
gnesia, der Abnahme der Alkalien, müssen wir eine weitere Annäherung
an pyroxenitische Grenzformen des Essexits erbliecken. Der geolo-
gische Verband unseres Titanoliths mit dem unten
folgenden Alkalipyroxenit dem Aigirinolith, läßt wei-
ters keinen Zweifel übrig über die Zugehörigkeit des
ersteren genau wie des letzteren zu den Alkalige-
steinen, beziehungsweise zu den feldspatarmen, pyro-
xenreichen Formen des Essexits.
Posteruptiv ist der Titanolith einer tiefeingreifenden Metamor-
phose unterlegen, welche eine reiche Pistazit- sowie untergeordnete
Serizitbildung im Gefolge hatte und mit Saussuritisierung gleichbedeu-
tend ist; gleichzeitig ging damit eine ausgebreitete Titanitbildung sowie
anderer Titanmineralien einher. Das vermeintliche Eisenerz
ist kein solches, sondern war ursprünglich ein Titanmagnetit-
Diallagit, welcher durch postvulkanische Prozesse saussuritisiert
und titanitisiert wurde. —
Aigirinolith (Aigirinaugit-Titanit-Magnetitfels) auf der Viehbichkoppe
bei Waldeck.
Die oben geschilderten Eisenerzschürfungen (Stollen)
sind sowohl auf dem eisenreichen Titanolith sowie auf diesem eisen-
schwarzenGestein mithohem Magnetitgehalt umgegangen;
die Handstufen zu den folgenden Untersuchungen. wurden derselben
Stollenhalde entnommen, von wo der Titanolith herrührt. Makro-
skopisch und unter Mithilfe‘ des binok. Mikr. sind als wesentliche
Komponenten ein schwarzer Pyroxen und viel Magnetit er-
kannt worden, der Feldspat scheint ganz zu fehlen oder ist nur
spärlich vertreten. Unter diesen Komponenten gleichsam als Grund-
masse bemerkt man erbsen- bis haselnußgroße rundkörnige Ein-
sprenglinge, welche sich wesentlich als Konkretionen von Titanit
(Var. Grothit) darstellen. Infolge seines Reichtums an Magnetit ist
das Gestein im hohen Grade polarmagnetisch, wie ich mich mit
Hilfe der Magnetnadel überzeugt habe, kein anderes der bisher
untersuchten Gesteine erzielte einen solch großen Ausschlag der
Magnetnadel, welche alsbald in eine rotierende Bewegung kam.
Es konnte ferner festgestellt werden, daß der als Hauptgemeng-
teilherrschende Pyroxen pechschwarzbis schwarzbraun
gefärbt ist, spaltbar, sehr vollkommen nach (110), lamellar abgesondert
nach (100), jedoch in absätzigen Rissen, metallartig schillernder
Glanz auf letzterer Fläche, sonst ausgezeichneter Glasglanz. Häufig
dicke und kurze Prismen begrenzt von o P » (100). P » (010)
Jahrbuch d. k. k. geol. Reichsanstalt, 1917, 67, Band, 1. Heft. (F. Kretschnmer.) 26
302 Franz Kretschmer. [202]
im Gleichgewicht, aber auch lange, flachgedrückte Prismen der cha-
rakteristischen Kombinationsform: herrschendes © P « (100) mit
kleinen © P » (010) und noch kleineren oder fehlenden © P (110)
(siehe Fig. 34). Spaltblättchen davon sind stark pleochroitisch e =a
rubinrot oder braunrot, b — b rötlichbraun oder gelblichbraun, « —=<c
bräunlichgelb. Nach diesen charakteristischen Merkmalen handelt es
sich wohl um Aigirinaugit, was auch im Dünnschliff bestätigt
wird. Der schwarze Pyroxen ist, wie gesagt, vorherrschend und bildet
hypidiomorphkörnige Gemenge Kreuz und quer gelagerter kleinster fein-
faseriger Prismen, die filzig verwachsen erscheinen. — Da und dort
gesellt sich in untergeordneter Menge noch ein zweiter monokliner
Pyroxen hinzu, welcher durch seine gelbgrünen bis olivengrünen
Farbentöne und seine großblätterige Textur nach (100) wahrscheinlich
dem Diallag nahe steht? — In anderen Stufen ist noch ein dritter,
und zwar rhombischer Pyroxen ebenfalls als Nebengemengteil beobachtet
worden, derselbe zeigt ausgezeichnete Spaltbarkeit parallel (110),
unvollkommene Spaltung nach (010) sowie auch vollkommene Teil-
barkeit nach (100), was dessen breitstengeliges bis feinfaseriges
Fig. 34.
Makroskopische Aigirinaugitschnitte nach (001).
DIT)
RR (110)
EEE R
EERERRER
EEERY
RRRERY
Gefüge bedingt, seine Farbe ist im Rückstrahllicht weingelb, im
Durchstrahllicht blaßgelblich bis farblos ohne Pleochroismus, daher
dieser Pyroxen wahrscheinlich zum Enstatit gehört? Diallag und
Enstatit wurden in den Dünnschliffen nicht bestätigt, doch ist die
Zahl der Stufen, welche u. d. binok. M.. an Streupräparaten unter-
sucht wurden, weit größer. — Der zweite Hauptgemengteil, das ist
eisenschwarzer, stark metallischglänzender Magnetit, kommt in
groben Körnern und gleichgroßen Kristallen der Formen »© O (110)
und © O0 & (100) ausgebildet vor; auch Zwillingsbildung nach O (111)
öfters zu sehen, sie bedingt schalige Absonderung. — Außerdem
wurde die Gegenwart von rhomboedrischem Titaneisenerz
(Ilmenit) festgestellt, das sich durch seine deutliche schalige Ab-
sonderung nach R (1010) zu erkennen gab; dasselbe erscheint
stark metallischglänzend, undurchsichtig, kastanienbraun, es ist als
derbe Partien nestförmig im Gestein ausgeschieden. In seiner Beglei-
tung befinden sich allenthalben verbreitet Rutilaggregate, gelb
und fuchsrot, meist Körnerhaufen, selten Säulchen. —
Der Titanit (Grothit) als dritter Hauptgemengteil kommt nicht
nur in den eingangs erwähnten bis haselnußgroßen Einspreng-
lingen ovoider Form in dem Aigirinaugit-Magnetitgemenge als
(Grundmasse vor, sondern es gelangten auch langgestreckte Kristalloide
[203] Der metamorphe Dioritgabbrogang im Schnee- und Bielengebirge.. 203
und rotbraune Körner des Grothits zur Beobachtung, häufig mit Rutil
innig verwachsen.
Der Feldspat ist nur spärlich und in kleinen Körnern im
Gesteinsgewebe anwesend, er scheint glasklar bis weiß und dürfte dem
Plagioklas angehören. In anderen besonders magnetitreichen Stufen
wurde die Menge des Plagioklases erheblich größer gefunden, dagegen
der Aigirinaugit zurücktritt; zu dem reichlich vertretenen Titanit gesellt
sich mehr Rutil; die Struktur nimmt sodann immer mehr einen aus-
geprägt sideronitischen Charakter an, welche in dem bloß aus
Magnetit und Plagioklas bestehenden hypidiomorph-
körnigen Gemenge den entgegengesetztenPol erreicht.
Das Gestein erscheint dann feinkörnig und eisenschwarz, einem
Magneteisenerz vollständig gleich oder es wird grobkörnig, schwarz-
fleckig und man sieht in einer Grundmasse von grobkörnigem Plagioklas
grobe Kristalle und Körner von Magnetit mehr oder weniger dicht
eingesprengt, worin außerdem schwefelgelber Titanit (Var. Sphen
eingewachsen ist.
Dünnschliffanalyse des Aigirinolith von der Viehbich-
koppe bei Waldeck.
U. d. P. M. im Dünnschliff erkennen wir mit Sicherheit diesen
neventdeckten Alkalipyroxenit als eine seltene und merkwürdige
Kombination folgender Hauptgemengteile, und zwar steht der Aigirin-
augit mit seinen idiomorphen Kristallen hinsichtlich der Menge an
erster Stelle, hierauf folgen große kugelige und ovoide Körner von
kupferrotem Titanit und die dritte Stelle nehmen große und kleine
Kristalle von Magnetit ein; als Nebengemengteil tritt gemeine
grüne Hornblende mit den drei genannten Hauptgemengteilen
innig verwachsen auf. — Die Struktur ist allgemein eine richtungslos
idiomorph-körnige, zum Teil aber bei Anreicherung des Magnetits
eine sideronitische und wollen wir dieses’ hochwichtige Gestein
nach seinem vorherrschenden Bestandteil kurz Aigirinolith benennen.
Der Aigirinaugit ist im Schliff grünbraun im Auffallicht, hell-
bräunlich im Durchfallicht; der Pleochroismus ist a hellbraun, b tief
dunkelbraun, c braünlichgelb; seine Kristalle sind kurz säulenförmig,
Fig. 35.
Mikroskopische Aigirinaugitschnitte nach (001).
EEE 2000000 en
RX OS SS 0% &
110 X) % 00 OK) 010
ER RS, MORE 2% RRRKL a
ERKR RL SER
- mehr oder weniger stark durch (100) abgeplattet und kantengerundet,
begrenzt von o £ » (100) vorherrschend, o P«& (010) klein oder auch
fehlend und schmalen © P(110); ausgezeichnete polysynthe-
tische Zwillingsbildung durch viele parallel (100) eingeschaltete
Lamellen. In den zahlreichen Basisschnitten konstatieren wir sehr
26*
904 Franz Kretschmer. [204]
vollkommene Spaltbarkeit nach (110), welche sich bis zur Feinfaserig-
keit steigern kann und vollkommene Teilbarkeit nach (100), jedoch
nieht immer vorhanden; in den Längsschnitten sehen wir viele scharf
markierte Längsrisse, zuweilen Feinfaserigkeit annehmend. Starke
Lieht- und Doppelbrechung, und zwar ist die letztere nach Maßgabe
der höchsten violetten Interferenzfarben II. Ordnung 7— «= 0'085;
aus den wechselnden Interferenzfarben von Violett und Grün II. Ord-
nung erkennt man das schwankende Verhältnis der Augit- zu den
Aigirinmolekülen. Achsenebene ist (010), b=b, c:a= X 28° im spitzen
Winkel £, die Auslöschungsschiefe wurde an zahlreichen Schnitten
nach (010) im Mittelwert a:c = X 62° im stumpfen Winkel ß gemessen.
Die in einzelnen Kristallen beobachtete Auslöschungsschiefe schwankte
von 55 bis 60 und 66°; im seltenen Falle sogar bis 79%, was auf die
Zunahme der Aigirinmoleküle schließen läßt, wodurch das Mineral
dem reinen Aigirin sich nähert.
Der Aigirinaugit ist häufig mit gemeiner grüner Hornblende
innig verwachsen und umwachsen; letztere ist sekundär aus dem
Aigirinaugit hervorgegangen, was sich darin zweifellos ausspricht, daß
einzelne der nach (100) eingeschobenen Zwillingslamellen bereits in
Hornblende umgewandelt, während alle übrigen noch als frischer
Aigirinaugit erhalten sind. Häufig sind Kristalle an dem einen Ende
oder dıe erste Hälfte noch Aigirinaugit, während das andere Ende
oder die zweite Hälfte bereits in Hornblende umgewandelt erscheint.
Schließlich ist noch zu erwähnen, daß der Aigirinaugit sehr zahl-
reiche Magnetitkristalle eingesprengt enthält.
Zuweilen erblickt man zerbrochene Kristalle von Aigirinaugit,
wobei die Bruchstücke verschoben wurden und die Bruchkluft durch
Bruchstücke und Zerreibsel von Aigirinaugit und Magnetit aus-
gefüllt wurde; stellenweise kommt es bıs zur Ausbildung von Mörtel-
struktur.
Die großen T-itanit-Kugeln und -Ovoide erscheinen im
Dünnschliff intensiv kupferrot oder rötlichgelb, durchsichtig in
solehen Partien, wo Einschlüsse fehlen. Die starke Lichtbrechung ist
nicht so hoch als in dem farblosen Titanit, schätzungsweise ungefähr
von 1'90 bis 1'98, demzufolge auch das weniger hohe Relief und
verminderte Rauheit der Oberfläche und weniger starke randliche
Totalreflexion; die starke Doppelbrechung ist nach Maßgabe der
Interferenzfaben 7—». — 0'090; außerdem starke Dispersion der
optischen Achsen 5 > », der scheinbare Achsenwinkel für Rot ist
zirka 540%, der für Violett zirka 33° infolgedessen löschen schief
gegen die Achsenebene gerichtete Schnitte im weißen Licht in keiner
Stellung mehr aus. Unser Titanit läßt Kristalle vermissen, derselbe
zeigt jedoch da und dort zwei Arten grober Spaltrisse, welche auf
die bekannte Spaltbarkeit des Titanits hinweisen. Diesem Verhalten
zufolge müssen wir diesen Titanit zur Varietät Grothit stellen.
Obwohl der Titanit in Eruptivgesteinen sonst als erstes Aus-
scheidungsprodukt gilt, ist er dessenungeachtet zumeist voll von Ein-
schlüssen, und zwar sehr viele strichartige Leistehen und Haare von
tutil, außerdem ist er mit Ilmenit stark eingesprengt und mit
Punkteinschlüssen des letzteren erfüllt. Von besonderem Interesse
[205] Der metamorphe Dioritgabbrogang im Schnee- und Bielengebirge. 205
ist die innige Verwachsung von Titanit mit der saftgrünen tri-
chroitischen Hornblende, welche jedoch auch in diesem Falle
aus dem Aigirinaugit entstanden ist, welchen Umwandlungsprozeß man
insbesondere an der Peripherie der großen Grothitovoide verfolgen
kann, wo die Aigirinaugite gegen erstere vorstoßen und dort der
Amphibolitisierung unterliegen. Auch inmitten des Grothits trifft man
sanz oder teilweise unversehrte Aigirinaugite.
Im Titanit ausgeschieden wurden ferner ausgebreitete Aggregate
beobachtet, bestehend aus winzigen oktaedrischen und dodekaedrischen
Kriställchen sowie unregelmäßigen Körnchen, welche im Dünnschliff
farblos sind, Diamantglanz sowie starke Lichtbrechung n = 2'38 be-
sitzen; bei gekreuzten Nicols sind wohl diese Kriställchen isotrop
und zeigen auch Zweiachsigkeit und Aggregatpolarisation in sehr
niedrigen Interferenzfarben; mit dem Gipsblattkompensator erkennt
man alsdann die überaus schwache Doppelbrechung dieser optisch
anomalen Individuen etwas deutlicher, der Charakter des Minerals
ist optisch positiv. Diesem Verhalten zufolge gehört das Mineral zum
Perowskit, von dem die Tatsache bekannt ist, daß er zuweilen
aus dem Titanit hervorgeht.
Der Magnetit bildet, wie erwähnt, den dritten Hauptgemeng-
teil; er umkränzt die Titanitkugeln und umschließt große Mengen
von Aigirinaugit, alsdann die Struktur sideronitisch erscheint,
dabei der Magnetit eine Art Netz bildet, in dessen Maschen die
anderen Gemengteile liegen; anderseits liegt er als erstes Aus-
scheidungsprodukt inmitten des Aigirinaugits, er umwächst ein- oder
allseitig die Aigirinaugite und die aus letzteren hervorgegangenen
Hornblenden. Auch ist die automorphe Gestaltung des Magnetits
hervorzuheben; seine Durchschnitte verweisen zumeist auf O (111),
oO (100) und oO (110) und der aus diesen Einzelformen zusam-
mengesetzten Haufwerke und andere unregelmäßige Körnerhaufen, so
daß wir nach allem schließen, seine Bildungsperiode muß bis zum
Schlusse der Gesteinsverfestigung angedauert haben. Zufolge gbener-
wähnter Erscheinung, daß unser Aigirinaugit in großer Menge mit
automorpher Begrenzung vom Magnetit rings umschlossen wird, rührt
daher, weil dieser Magnetit noch zur Zeit der Silikatausscheidung
sediegenes Eisen im geschmolzenen Zustande war.
Die gemeine Hornblende besitzt im Dünnschliff eine satte
srasgrüne Farbe und ist, wie bereits oben auseinandergesetzt, sekundär
aus dem Aigirinaugit hervorgegangen; der starke Pleochroismus ist a
selblichgrün, b grasgrün und c blaugrün bis olivengrün, welche Eigen-
farben so stark sind, daß sie die Interferenzfarben vollständig ver-
decken. Wie man sich an den Basisschnitten leicht überzeugen kann,
herrscht vollkommene Spaltbarkeit nach dem Hornblendeprisma von
124°30'; die Lichtbrechung ist mittelstark, die Doppelbrechung wegen
starker Eigenfarbe nicht feststellbar. Die Auslöschungsschiefe gegen
die Säulentrasse und die Spaltrisse beträgt im Mittel zahlreicher
Messungen auf (010) c:c—= X 24° im spitzen Winkel ß, welcher ab-
normal hohen Wert auf die Beimischung von Alkalimolekülen des
Aigirinaugits schließen läßt, wodurch ein Uebergangsglied nach den
Alkaliamphibolen entsteht; dasselbe ist nach den oben festgestellten
206 Franz Kretschmer. [206]
Merkmalen dem Hastingsit einzuverleiben, wie solcher gern in
Alkalisyeniten vorzukommen pflegt.
Eine chemische Analyse dieses neuen merkwürdigen Alkali-
pyroxenits liegt bislang leider nicht vor. —
Hochwichtig ist die gelungene Feststellung von Mittelgliedern
oder Zwischenstufen in der Gesteinsentwicklung, be-
ziehungsweise der magmatischen Differenziation, und zwar vollziehen
sich die Uebergänge aus dem in Rede stehenden Gestein nach
dem Titanolith in der Weise, daß sich im letzteren Aigirin-
augit als Gemengteil einfindet, der an Menge stetig zunimmt und
man sieht alsdann seine pechschwarzen mattglänzenden Prismen kreuz
und quer zusammengehäuft im Gestein umherliegen oder zu Strähnen
geordnet dahinfließen. Die Prismen desselben sind meist quadratisch,
aber auch durch Vorherrschen von (100) flachgedrückt, die Spaltung
nach (110) mit amphibolartiger Vollkommenheit.
An den gedachten Aggregaten des Aigirinaugits beobachtete ich
eine im Gestein weit verbreitete Umwandlung in rabenschwarzen
kleinschuppigen Biotit, ausgezeichnet durch vollkommene Spaltbarkeit
nach (001) und metallartigem Perlmutterglanz auf dieser Fläche, mit
kleiner Auslöschungsschiefe gegen die Spaltrisse wie in Alkaligesteinen
und großen 2 E wie am tiefgefärbten Biotit. Eine untergeordnete
Modifikation solchen sekundären Biotits ist rotbraun und durchsichtig.
N. V. Ussing beobachtete ebenfalls die Umwandlung des Aigirin-
augits in Biotit und Zeolithe in norwegischen Eläolithsyeniten.
Auf solche Weise entsteht ein Mischgestein, das in der Mitte
zwischen den beiden Typen Titanolith und Aigirinolith liegt. Zahlreiche
Handstufen des ersteren zeigen auf der oberen Hälfte Aigirin-
augit als Hauptgemengteil neben viel Biotit sekundär aus letzterem
entstanden, während der Diallag an Menge abnimmt; dagegen die
untere Hälfte solcher Handsteine bereits aus echtem magnetit-
reichem Titanolith besteht. Oefters sieht man Streifen und
Schmitze von Aigirinolith dem Titanolith eingeschaltet und darin
weiterhin wieder verschwinden.
Die Zugehörigkeit des Aigirinoliths zu den Alkaligesteinen er-
scheint durch die dominierende Beteiligung von Alkalipyroxenen und
Alkaliamphibolen auch ohne Analyse hinreichend begründet. Es ist
dies eine ultrabasische eisenreiche Ausscheidung eines
ossexitischen Magmas, feldspatarm oder feldspatfrei, reich an
Aigirinaugit, Magnetit und Titanit als Hauptgemengteilen. Die gedachte
alkalipyroxenitische Gesteinsmasse des Aigirinoliths dürfte der zentrale
Kern (oder Schlieren) in dem Hauptgestein, und zwar dem bereits
oben geschilderten Titanolith als äußere Schale zu betrachten
sein. —
Am Schlusse dieser Ausführungen angelangt, muß nochmals
hervorgehoben werden, daß im Vorstehenden die lange Reihe der
Pyroxenite und Peridotite, welche unseren Dioritgabbrogang gleich
Satelliten umschwärmen, bei weitem noch nicht erschöpft ist und
bleiben weitere Feldesaufnahmen und Untersuchungen künftiger
[207] Der metamorphe Dioritgabbrogang im Schnee- und Bielengebirge. 207
Forscherarbeit vorbehalten. Die Lage dieser ultrabasischen Stock-
gesteine bezw. ihrer Serpentinfelse beider Flügel unseres Schiefer-
mantels, ist aus der angeschlossenen geologischen Karte Tafel I er-
sichtlich.
Inhaltsverzeichnis.
4. eıl,
Der dioritisch-gabbroide Ganglakkolith. Seite
Allgemeine geologische Uebersicht des Gebietes . . . . . 2 2 2 2.. Re. BB
Wichtige geologische Literatur und Karten darüber . . .. 2: 22 22 2 0. 2
Chemische Analyse des Hornblendebiotit-Diorits von Hackelsdorf ......5
Die Dioritbrüche der Kremsierer Steinindustrie-Gesellschaft.. .. . . 2... 6
Querprofil durch den Zdiarberg bei Nieder-Eisenberg und die
Ban Sirganıca bes Honbarlehn ne, te a lee 6
Die Hornfelse des Dioritkontakthofes in der Umgebung des Zdiarberges und
a Ir ee a ee a ei a ae 7
Querprofil durch den Fe bei Nieder „Eisenberg Er HEMER 8
Reben Belenob Hormfols 2... 07 v0 aa iu san anne ee )
b) Andalusit-Plagioklas-Hornfels nächst dem unteren Serpentinbruch
en RE ee) ER TE 10
c) Andalusithornfelse in den Steinbrüchen nächst dem Daubrawitzer Hof
bei Nieder-Eisenberg ER N rd re E AREN 12
Querprofil im Tschödrichertal, Wolfsberg und Karlowahora . .. .... 14
Querprofil des metamorphen Dioritgabbroganges im oberen
Marchtaloberhalb Hannsdorf. . ..; .. . m... «15
Gabbro-Amphibolite und Gabbro- PREEPENR nächst ea im een
a a 2 a u BE a ee a ehe - 17
Gänge von Minettefels und seine _—. Kontaktgebilde....... A
Dünnschliffbild des Hornblende-Minettefelses. .. . 2.2. 22.2.0. . 22
Exomorphe Kontaktmetamorphose am Minettefels . ....... 25
Die Aufschlüsse des Dioritgabbroganges und seiner Schiefer-
hülle längs der Graupatalbahn und Graupatalstraße. . .26
Parallelstreifiger Quarzhornblendediorit, granatführend . . . .2.2....%28
Ueber die Hornfelse am Ostgehänge des Graupatales . ... 222.20. 30
Querprofil durch den Serpentinstock und seine Nebengesteine am Kirch-
berge westlich Ebersdorf . . a ehe ist vi al
Die Schieferhülle am Heinzbach bei Heinzendorf. ....... 32
Schottersteinbruch an der Graupatalstraße ....... ..3s
Längsprofil durch den Schottersteinbruch an der Graupatalstraße air halb
Te 10 ee ee ae nen 34
Greünlichör Angalnsıt-Plagioklashörntela , . „0.00. 000er 35
Grauer Plagioklas - Andalusithornfels, disthenführend, Schottersteinbruch
GEEEu ID ee Altstadt 2 nen. ie inne 36
Hornfelseaufdemkomplementären u neelder Schiefer-
Be a ne ea ae le ee 40
Andalusitführender Zweiglimmerhornfels von der Schöbelkoppe bei Kun-
BEILOEEN Be 0 eh ODRHRAS EHE DE Det a TE 41
208 Franz Kretschmer. [208]
. „Seite
Zentraler Dioritkern längs des Kunzentales bei Kunzendorf .42
Glimmerhornblende- Diorit, porphyritisch . .. . cur ae nee 43
Umwandlungs-Erscheinungen, (Zeolithisierung) . . . 2 2: 222 220. 45
Gesteine der graphitführenden Gebirgsfalte zwischen Mähr.-
Altstadt EA HIRTEN ER ET a Ken 49
Diopsidkalkstein vom Kiesbergbau Peterswald . .. 2.2.2... he ©
Diopsidkalkstein von der Schnaubeltkoppe zu Kleinwürben . . 52
Die Hornfelse an der südwestlichen Sattelflanke, beiderseits des Teltsch-
baches ‚nachst Algumwürben met. ee 1 ee Fe ..55
Andalusitbistitheraielah 1 OF TR ERLEBT EN 1 56
Andalusitführender Biotit- Feldspathornfels z. T. chloritissiert . . . 57
Granitische und dioritisch-gabbroide Magmen, sowie deren saure "und
basische "Gangssfolssichaftns Aha sd er are a ehe 59
Die tektonischen Verhältnisse des Gebietes, bzw. des Gang-
lakkolithen und seines Schiefermantels ........ 60
Polemischer und, erpänzender Anhang... a tal sen a 70
uU. Teil.
Ultrabasische Stockgesteine des dioritisch-gabbroiden Ganglakkolithen.
Uebersicht der mannigfaltigen Peridotite und Pyroxenite der Kalkalkali- und
Alkalıreibp ‚1770. ne EEE ARCHE 76
4A. Liegendzug der Peridotite und Pyroxenite sowie ihre
Serpentinfelse.
Serpentinstockwerk bei Buschin am Taubenberg, der Goll-
koppe und am Zdiarberg bei Ober und Nieder-Eisenberg. . . 77
a) Die gesellschaftlichen Serpentinbrüche am Ostausgange von Buschin . 78
b) Olivinführ. Marchitserpentinfels aus dem fürstlichen Steinbruch auf der
Goldkoppe, (Leukophitbildung),.. . ==... „vi ur te. m rw San 79
Dünnschliffanalyse des Marchitserpentinfelses aus dem Steinbruch am
OÖstgehänge der Goldkoppe, (Mikrolithe) . . 2. 22.22 2m 2. 8l
Umwandlungs-Erscheinungen . . . . 2.2.2... Ne EEE RE
c) Der Zdiarberg westlich Ober-Eisenberg . . . .. 2 2.2.20 0. 85
Dünnschliffanalyse des Lherzolith- Serpentins von der nördlichen Zdiar-
koppe . . re N 1 Ka NE 88
Umwandlungen und Neubildungen a a a ee Zu. oe vr ee 93
Chemische Analyse des Lherzolithserpentins“ von der nördlichen Zdiar-
BEIDE Ba a ie ee er ei: SE 932:
d) Dunit am Nordabhang der ara ichzöhn Zdiarkoppe . „u 1... PT,
Dünnschliff- Untersuchung des vorstehenden Dunits. . ., , .. ZW 96
e) Chlorit- (Pennin-) Fels als Umwandlungsprodukt des Peridotits am Tauben-
a A N 7 BR
f) Pegmatitgänge des Be a am Zdiartere und der Gold-
Eee ae RE ER RE 5 ee 99
Hirsch ee role a der Homulkahoke: sndwert
von Hosterlitz a a A. 9
Dünnschliff-Untersuchung des HarzhürgitiHengeniee Mae. 25 19 2a 102
Serpentinfels am Ostgehänge des Römerberges oberhalb der Eisenbahn-
station Hannsdorf . Re 1 et Ne Eee 6°, . 104
Olivinführ. Mereassorhentintele am Ostgehänge day Kirch.
bergen beshbradürt:..:....n.: rl ale nen Sn tn ARTE 105
Dünnschliff-Untersuchung des modifizierten Marohiinssentine am Kirch -
ber westlelBIDOrBaart ui. 9a an den N ART REN 107
Umwandlungs-Erscheinungen ind Begenerstionen- m. hr 109
[209] Der metamorphe Dioritgabbrogang im Schnee- und Bielengebirge, 209
Seite
Weigelith, ein neuer Amphibol-Peridotit vom Straßenkreuz
am Weigelsberge nördlich Ebersdorf .... . 2. u... .. 112
Dünnschliffbild des Weigeliths von Ebersdorf. Achromait ein neuer
ee A ee 1 2 114
Weigelith(Amphibol-Enstatit-Peridotit) am Westabhang des Weilgels-
berges bei Weigelsdorf. (Enstatitformen),. .» » . 2 2 2 2020. 116
Bernalvss desselbon . . : 00.0 aa a 120
Umwandlungserscheinungen am Weigelith. (Strahlstein, Chlorit, Talk). . 123
Der Marchitserpentin vom „Steinbüschel“ bei Kratzdorf.
(Enstatit- Diopsid - Serpentinfels). (Enstatitformen) . . 2 ».....1%
Dünaschliffe des Kratzdorfer Marchitserpentins. Mikrolith. Interpositionen 129
Weigelith als Schlieren am Südwestende des Marchitserpentinstockes bei
Kıninboriue sin Kyalias nain ahlaula ATTR ar 132
Lherzolith-Serpentinfelsam ,Juristenstein“ beiMähr.Altstadt 135
Dünnschliffbild des Lherzolith-Serpentinfelses von Mähr.-Altstadt . . . „137
Lherzolith und Weigelith als Schlieren und Ränder . . . 2... 22... 140
Der Marchit-Serpentinfels am „Engelbrech“ bei Großwürben. 14l
Dünnschliff-Untersuchung des Marchitserpentinfelses vom Harbichstein bei
Erobwürbaue asian a are an IE H VERLOR TOR 9 143
Chemische Analyse des Marchitserpentins vom Harbichstein bei Groß-
ae Pe PL EL u RR ERRBFRIRE PRBPie- 147
Ausscheidungsfolge und chem. Aehnlichkeit der Peridotite und Pyroxenite 143
B. Hangendzug der Peridotite und Pyroxenite sowie ihrer
Serpentinfelse.
Die Ursprungsgesteine und deren Serpentinfelse im Nikles-
rue BuuNiklendorf . . ... ..- mei un ale ee ara
Querprofil durch den großen Lerchberg bei Nikles . .. . 2... 22... 151
a) Serpentinfels am großen Lerchberg. . . . .. 2. 2.2... 2.108
db) Bielenit (Diallag - Olivin - Enstatitfels) als Ursprungsgestein der Ser-
pentinmassen am großen Lerchberg . . .. 2» 22.2... .0 155
Dünnschliffuntersuchung des Bielenits vom großen Lerchberg . . . 154
c) Serpentinfels am Hohenstein jm Niklesgraben. ... .. . SRG,
d) Bielenit anı Hohenstein im Niklesgraben . . . . 2» 22 2 2 2 2... 158
e) Der Dunitstock am kleinen Lerchberg. Niklesgraben. ....... 159
Bnunchliiend "dassalben 222. Eee es 160
Maabildungen in'demselben .. . . . wur. serie nr 162
f) Niklesitserpentinfels auf der Höhe „Bei den borbesen Katzen“. Ein
neuer Pyroxenit: Andiopsid, Enstatit und Diallag. ....... 163
Dünnschliffbild von dem Niklesitserpentin und Neubildungen. . . . 164
Ueber den Bielenit im Steinbruche zwischen Wildschütz und
TE RT SET re SEE RA 167
Umwandlungen und Stadien der Serpentinbildung . . .. 2 2.... . 170
Dünnschliff-Untersuchung des Bielenits von Sörgsdorf. . ........ 171
Chemische Analyse des Bielenits aus dem Steinbruche zwischen Wildschütz
ee ee N ee ER Ee WER A 174
Ueber die Kontaktmetamorphose 2 Betabehk in dem Bielenitbruche
BE RESOHÄn:... . ke a %e 2 are
Bielenitserpentin mit Dean am Schloßberge zu Jauemig ..... 177
Bielenit und sein Serpentinfels auf der Totenkoppe südwest-
a Dame oe ee. te 178
Dünnschliffbild des Bielenits von der Totenkoppe . . . : 2 2 2 2 2.. 180
Umwandlungserscheinungen. (Serpentin und Talkbildung). ....... 182
Jahrbuch d. k. k. geol. Reichsanstalt, 1917, 67. Band, 1. Heft. (F. Kretschmer.) 27
210 Franz Kretschmer. | [210]
Seite
Ueber die re am Volkmerberg gbeiOber-
WeiShbach ..",n;L 7, Me Be ee ee A , RER IV ARE 183
Dünnschliffbild des leukokraten Lherzolithserpehtins deikoBu, aan ar SE
Ueber die Umwandlung des Serpentinfelses zu Leukophit, aka und
Talk am. Volkmerbarge 2 50 orte a Ense. e N =;
C. Ueber die Alkalipyroxenite bei Weißbach und Waldeck,
Titanolith (Ilmenit-Enstatit-Diallagfels) vom Volkmerberge bei
. Ober-Weißbriu und, een Ra 25 189
Dünnschliffbild des Titanolith am Volkmerberge . . .. . di ri hd
Umwandlungs-Erscheinungen. (Titanit, Kalzit, Talk) .. . 2... .... 191
Titanolith (Diallag - Titanmagnetitfels) epidotisiert ete. auf der Vieh-
bichkoppe bei Waldeck südwestlich Jauemig . . .. 2... 192
Makroskopische Untersuchung des Titanoliths . ..... 2». PORROREE Sy.
Neubildungen: Epidot, Kalzit, Serizit . . 2 20 000 2 on nenne 195
Dünnschliffanalyse des Titanoliths von der Viehbichkoppe bei Waldeck. . 196
Umwandlungen: Titanit, Rutil, Epidt ..... 2.2.2... “0
Chemische Analyse des Titanoliths von der Viehbichkoppe bei Waldeck . 199
Zugehörigkeit zu den pyroxenreichen Formen des Essexits ....... 201
Aigirinolith (Aigirinaugit - Titanit - Magnetitfels) auf der Vieh bi ich-
KEPDO DEI WRATOSCRK 4.7. m ee Rn ARE 201
Dünnschitanalyse desselben”. „nik an Na = EEE
Mittelglieder und Mischgesteine von Titanolith und Aigirinolith. ... . 206
Gesellschafts-Buchdruckerei Brüder Hollinek, Wien III. Steingasse 25.
nn
25) —
20,
Br
30—
‚a
Der metamorphe Dioritgabbrogang im
Spieglitzer Schnee- und Bielengebirge.
Mit Benützung der geologischen Karten: Vom niederschlesischen Gebirge, des
Wernervereins, der k. k. geologischen Reichsanstalt und nach eigenen Aufnahmen
bearbeitet in den Jahren 1897—1913
von
Bergingenieur Franz Kretschmer.
Granitgneis: vorwiegend Biotitaugengneis, nebst Muskovitaugen-
gneis. z. Th. Orthitgneis.
rZ
VW, Hornblendebiotitdiorit und Dioritgneis.
d
ez Mannigfaltige Gabbroamphibolite; untergeord. andere unbestimmte.
1 Peridotit und Pyroxenit, bzw. deren Serpentin.
2 Syenit- und Quarzporphyr. MM Basalt.
ine
Eruptivgeste
1 2
1 Granit.
2 Pegmatit und Aplite.
1 2
Glimmergneis, Gneisglimmerschiefer in Glimmerschiefer verlaufend,
z. Tb. mit Amphibolit.
| Glimmerschiefer (Biotitschiefer von Hohenstadt), z. Th. Staurolith-
| schiefer (Goldenstein), in Phyllit übergehend. «
% Y PKrautenwal ee
‘ (4 wer bach
Tafel I.
20 km
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Oberforst
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Kristallinischer Kalk, z. Th. Diopsidkalk,
Kontaktmetamorphe Sedimentedes Altpaläozoikum
Er mit Schuppengneis, Gabbroamphibolit B
und Graphitflözen. ===== Sr.
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Quarzit- und Kieselschiefer Ti dv %
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| Mannigfaltige Kalksilikatfelse. 0%
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A Dunkle Phyllite in Tonschiefer verlaufend, f Sg as
2 z. Th. mit Amphibolit. %
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5 1 Kristallinischer Kalk.
z 2 Quarzitschiefer. o
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Grauwackenschiefer, z. Th. phyllitähnliche u. d
graphitische Tonschiefer (Mitteldevon).
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Gesteine der Oberkreide. S ä —=
Alluvium und Diluvium.
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Alluvium und Diluvium.
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Jahrbuch der k. k. Geologischen Reichsanstalt, Bd. LXVI, 1917
Verlag der k. k. Geologischen Reichsanstalt, Wien, JIT., Rasumofskygasse 23.
Ausgeführt im k. u..k. Militärgeographischen Institut.
gang nebitz seinen Peridotiten‘ wi Era im-S 8
| aD: y Bu : 3b Finke pien = Tex
and Bielengebirge. Mit einer Tafel }
Be fe.
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Die Eiszeit in der Czarnohora‘).
Von Dr. Stanislaw Pawlowski.
(Mit einer Kartenskizze.)
Czarnohora, die schöne Gebirgsgruppe der Östkarpathen, wird
begrenzt: im W durch den Tatarenpaß (931 m), im O durch den
tiefer gelegenen Teil des Hauptrückens (südlich vom Berge Waskul),
welcher an dieser Stelle die Höhe von 1342 m kaum erreicht (vgl.
die Spezialkarte 1: 75.000, Bogdan).
Der Hauptrücken der Czarnohora (siehe die nachstehende Karten-
skizze), welcher über 30 km mißt, zieht sich in sanft gebogener Linie von
NW nach SO; aber auch in der Vertikalrichtung zeigt die Kammlinie
schwache Entwicklung und geringe Gestaltung. Die Czarnohora beginnt
im W mit dem Szesaberg (1564 m) und endet im O mit dem Gropa
(1773 m). Zwischen diesen beiden Bergen ragen die kegelförmigen
Gipfel folgender Bergspitzen von W angefangen: Pietros (2022 m),
Howerla (2058 m), Breskul (1911 m), Pozyzewski (1822 m), Dancerz
(1866 m), Furkul (1935 m), der Große Tomnatyk (1997 m), Bemska
Hora (2036 m), Munczel (2002 m), Pop Iwan (2026 m). Die niedrigsten
Pässe zwischen den aufgezählten Bergspitzen erreichen folgende Höhen:
1469 m, 1462 m, 1824 m, 1765 m, 1734 m, 1788 m, 17832 m, 1919 m,
1815 m, 1690 m. Wir sehen also, daß auf der Strecke von der
Howerla zum Pop Iwan der Hauptkamm nicht unter 1700 m fällt.
Es ist ein Gebirgswall von kompakter und wenig zerrissener Struktur.
Der Pietros hingegen, welcher durch einen tiefen Einschnitt (zirka
1500 m) von der Howerla geschieden ist, steht gleichsam abseits und
bewahrt hierdurch seine in die Augen fallende Individualität.
Von dem Hauptrücken der Czarnohora zweigen sich nach N
und S, gewöhnlich unter einem rechten Winkel, zahlreiche Glieder ab,
welche zugleich die Wasserscheiden für die Bäche bilden, die von
der Czarnohora herabfließen. Diese Bäche aber sind die oberen Quellen-
arme des Pruth, des Czeremosz und der Theiß, deren dichte Wasser-
äderchen die Czarnohora umspannten und indem sie sich quer zum
Hauptrücken eingruben, gaben sie ihr das gegenwärtige landschaftliche
Gepräge.
Die nordwestlichen, westlichen und südwestlichen Hänge nahm
die Theiß ein, die nördlichen, östlichen und südöstlichen Hänge der
Pruth und sein Nebenfluß Czeremosz. Besonders zu erwähnen ist von
*) Vgl. Literaturverzeichnis Nr. 39,
Jahrbuch.d, k, k. geol, Reichsanstalt, 1917, 67. Band, ?. Heft. (St. Pawiowski.) 28
212 Dr. Stanistaw Pawlowski. [2]
den linken Zuflüssen des Schwarzen Czeremosz der Bystrzec mit den
Bächen Gadzyna und Kicia, außerdem die Däembronia mit dem
Skorusznybach und der Szybeny mit den Zuflüssen Pohorylec, Gropa
und Regieski, ferner von den Zuflüssen der Weißen Theiß der Balzatul,
Brebenieskul und die Howerla sowie der Bogdan, von den Zuflüssen
der Schwarzen Theiß der Kewelebach mit dem Sumieski, die
Lopuszanka und die Laszezyna mit dem Kozmieskibach.
In der Entwicklung des Flußnetzes in der Czarnohora kann man
verhältnismäßig geringe Neigung zur Bildung von Längstälern be-
obachten, welche doch das Entstehen gewaltiger Gletscherzüge so sehr
begünstigen. Mit Ausnahme gewisser Teile des Pruthtales, des Schwarzen
Czeremosz nebst Zuflüssen (zum Beispiel Bystrzec, Dzembronia) und
der oberen Theiß ist der überwiegende Teil der Täler Quertäler.
Jene Täler sind dadurch gekennzeichnet, daß auf den Nord- und
Südosthängen der Czarnohora sie parallel verlaufen, und zwar oft in
nicht großer Entfernung voneinander, auf der Südseite hingegen
laufen sie fächerförmig in einem Punkte zusammen, indem sie große,
durch ihre Form auffallende Sammeltrichter bilden (zum Beispiel
Balzatul, Brebenieskul, Bogdan). Auf der Nordseite sind solche
Sammeltrichter selten (zum Beispiel Pruth). Das war gewiß nicht ohne
Einfluß auf die Entstehung gerade auf dieser Seite von vereinzelten
Gletscherzungen.
Der allgemeine Charakter der Täler ist derartig, daß auf den
Südhängen ausgebreitete, tief eingeschnittene, abschüssige und lange
Klamme vorwiegen, im Norden hingegen sind die Formen der Tal-
gründe und Abhänge bei weitem sanfter und zugänglicher. Dadurch
wird die Tatsache erklärlich, daß im Nordosten die Czarnohora dichter
und öfter vom Menschen bewohnt wird, als im Südwesten. Der Unter-
schied zwischen den Tälern der Nord- und Südseite der Czarnohora
wird vor allem durch das Gefälle angegeben, das für deren obersten
Teile berechnet wurde. So zum Beispiel beträgt auf dem Nordabhang
das Gefälle des Pruth Zaroslacki bis zur Mündung des Foreszezenka-
baches 91°/,,, dagegen das Gefälle des Howerlabaches auf der Süd-
seite bis zu seiner Einmündung in den Brebenieskul 121°6%,o-
Schließlich ist in der Entwicklung des Wassernetzes der Uzarno-
hora die Erscheinung der Verschiebung der Wasserscheide auf dem
West- und Ostflügel der Czarnohora erwähnenswert, und zwar im W
zugunsten der Schwarzen Theiß, im O zugunsten des Schwarzen
Czeremosz. Daher muß man die Schwarze Theiß mit dem Üzeremosz
vergleichen, wogegen die Weiße Theiß mehr dem Pruth entspricht.
Der geologische Bau der Czarnohora bietet nicht minder interes-
sante Probleme, wie die anderen Teile der Karpathen. Das Ver-
dienst, diesen erforscht zu haben, gebührt, wenn wir von älteren
Arbeiten Alths und Hauers absehen, Tietze und Paul, Kom-
nicki M., besonders aber Zapalowicz, ferner Zuber, schließlich
Posewitz.
Nach der Ansicht von Zapalowicz (Literaturverz. 12) stellt
der Westteil der Czarnohora, das ist der Pietros samt seinen seitlichen
Abzweigungen, dem Szesul und der Szesa, untere und obere Kreide dar.
In der unteren Kreide unterschied Zapalowicz Hieroglyphen- und
Die Eiszeit in der Czarnohora. 213
[3]
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BAoH9WID29)
RN
214 Dr. Stanislaw Pawlowski. 14]
Inoceramen-Schichten, Sandsteine und Konglomerate, in der oberen
Kreide Konglomerate und Exogyrensandsteine. Außerdem stellte er
an einigen Stellen Jurakalk fest, indem er diesen als Klippen vor-
fand. Das bisher unbekannte Auftreten von Eruptivgesteinen haben
wir mit H. Dr. M. Goldschlag (38) während eines mehrtägigen
Ausfluges östlich von Szesul gefunden. Die Kreide dehnt sich als
breiter Lappen südlich vom Hauptkamm aus, geht jedoch nirgends
über die Linie hinaus, welche durch den PaßB zwischen dem Pietros
und der Howerla sowie durch den Szybenybach bestimmt wird. Südlich
von dieser Linie unterschied Zapalowicz unteroligocäne Schiefer
(Menilitschiefer) und oberoligocänen Magurasandstein.
Zuber (10, 14), dessen Aufnahmen gleichzeitig und unabhängig
von Zapalowicz stattfanden, unterschied in dem tertiären Anteile
der Czarnohora vor allem «) Menilitschiefer, dazwischen Bänke von
Hornstein- und Sandsteinschichten, und zwar feinkörniger Sandsteine,
ferner grauen Mergel. b) Das Oberoligocän repräsentiert der mächtig
entwickelte Magurasandstein; es ist dies dickschichtiger Sandstein,
mit deutlichen Schichten, hell, grobkörnig. Stellenweise geht er in
Konglomerate über, oder es wiederholen sich zwischen seinen Schichten
Zwischenlagen von dunklen Schiefern, untermischt mit Sandstein und
Sphärosideriten. Dies ist — nach Zubers Ansicht — eine gleich-
alterige Abart der Maguraformation (die sogenannten Schipoter Schichten
Pauls). Zapalowicz bezeichnet diese Schiefer als zum unteren
Oligocän gehörig.
Die obersten Spitzen und Grate der Czarnohora sowie der Haupt-
kamm bestehen aus Sandstein, im Westen oberkretazäischen Alters,
im Osten, von der Howerla beginnend, aus Magurasandstein. Hier
und dort auf den Nordosthängen sieht man öfters Schiefereinlagerungen
durch dünne Sandsteinschichten geschieden. Anderswo geht hingegen
der Sandstein in Konglomerat über. Zapalowicz unterscheidet einen
schmalen Schieferstreifen an den Gipfeln, welcher sich von der
Howerla bis zum Smotrecz windet. Das Hauptgebiet der Schiefer-
entwicklung bilden jedoch die unteren Partien des Czarnohorarückens,
besonders seine nordöstlichen Hänge. Schwarze oder rote Schiefer,
ourch dünne Sandsteinschichten geschieden, ziehen sich in breiter
Zdne von der Schwarzen Theiß bis zum Czeremosz hin. Nur die
höchsten Spitzen des Skoruszny, der beiden Mariszewski, der Kozmieski,
bestehen aus Sandstein.
Die untere Schieferzone, sonst einwandfrei auf der Karte
Zapalowicz’ zur Darstellung gebracht, muß nur an einigen Stellen
höher geführt werden, zum Beispiel im Gropatal, im Radulgebiet,
hingegen im Flußgebiet des Prutli mit dem oberen Streifen verbunden
werden. Wenngleich auch unten die Schiefer überwiegen, was man
sogar im Bereiche der unteren Kreide am Fuße des Pietros ver-
folgen könne, so ist gegen O das Uebergewicht der Schiefermassen
ganz unbestritten. Diese bedeutende Schieferentwicklung am Fuße
der Czarnohora ist von ganz besonderem Einfluß für das Land-
schaftsbild.
Die Schichten fallen auf der Czarnohora vorwiegend nach S und
SW ab, wogegen sie mit ihren Köpfen nach N und NO ragen. Dieses
[5] Die Kiszeit ın der Gzarnohora. 915
ständige Fallen nach S läßt sehr leicht die Vorstellung einer Ueber-
schiebungsdecke auf der Czarnohora entstehen.
Der Einfluß der tektonischen und petrographischen Faktoren
auf die Formen des Terrains ist in der Czarnohora unzweifelhaft.
Nach N und SO auslaufende Schichten des Kreidesandsteins zeigen
die Tendenz zum Rutschen, wie auf dem Pietros; in den Gebieten
hinwiederum, ‘welche durch den Magurasandstein eingenommen sind,
bilden sie hier und dort steile Wände und Hänge, Rippen und felsige
Grate. Die nach S und SW geneigten Schichten leuchten oft wie
abgewetzte, steile Wände (zum Beispiel auf der Howerla und dem
Balzatul) und formen sich zu weiten, dem Kamm benachbarten Flächen
oder zu langen Armen. Dadurch sind bessere Vorbedingungen für die
Entstehung gewisser typischer kesselartiger Vertiefungen auf der
Nordseite der Czarnohora gegeben, als auf der Südwestseite, wie das
übrigens mit Recht Zapalowicz bemerkt hat. Dieser Autor geht
doch zu weit, wenn er der Tektonik die Hauprolle in der Entstehung
der Rücken und Täler auf den Nordosthängen spielen läßt.
Die petrographische Zusammensetzung der Gesteine entscheidet
hingegen über Stil und Aussehen der Formen. Ihr ist auch der über-
mächtige Einfluß zuzuschreiben, um so mehr, da genannte Erscheinung
nirgends mit solcher Präzision, wie gerade in der Özarnohora auftritt.
Zuerst bemerkte das Zuber. Es besteht kein Zweifel darüber, daß
die harten Partien des Magurasandsteines beigetragen haben, die
Kämme und :Gipfel zu erhalten. Die Hauptmasse der Czarnohora und
ihrer Arme, und sogar des parallel zur Czarnohora verlaufenden Zuges
Kozmieska—Mariszewska und Kukul—Kostryeza setzt sich aus diesem
Gestein zusammen. Merkwürdig ist es, daß die Arme an einer be-
stimmten Linie enden, welche. an den Nordosthängen der Czarnohora
sich durch steile Abhänge kennzeichnen. In die Linie fallen auch die
Karstufen und Kartreppen, welche die oberen Teile der Täler ab-
schließen. In der tiefen Rinne zwischen dem Hauptkanım und dem
Kostryeza, in welcher eben die Schiefer zur Entwicklung kommen,
senkt sich das Terrain im Mittel um 1000 »» im Vergleich zu den
Kulminationen der Czarnohora.
Jedoch nicht nur in der Form tritt der Einfluß der Gesteins-
natur bedeutsam zutage. Wir können ihn auch bei anderer Gelegenheit
beobachten. Die Schiefer bestehen als denudatives Material aus dünnen
und kleinen Täfelchen, der Magurasandstein bildet hingegen Schollen
und Platten von verschiedener Größe, von länglicher Form, gewöhnlich
breiter als dicker, vier- und vielseitig. Hier und dort begegnen wir
gewaltigen, gleichsam geglätteten Steinen, manchmal in einem sehr
hohen Niveau. Es sind dies zwiebelförmige Blöcke, welche aus Magura-
sandstein bestehen, in Schieferflächen eingehüllt, die leicht infolge
der Verwitterung abfallen. Das Sandsteinkonglomerat bedeckt, wo es
reichlicher auftritt, den Untergrund mit feinem Quarzkies, oft mit
grobkörnigem Quarz.
Den morphometrischen Studien Romers verdanken wir eine
Reihe von Tatsachen, welche ein interessantes Licht auf das Relief
der Czarnohora werfen. Es verlohnt sich, die wichtigsten Zahlenergeb-
nisse des genannten Verfassers für die Czarnohora anzuführen:
216 Dr. Stanistaw Pawlowski. [6
O-Czarnohora W-Czarnohora
(Pietrosgruppe)
Durchschnittshöhe . . : x» 3 2 2 2.1833 m 1683 m
Oberfläche der 1500 m Höhenschicht. . 7954 km? 174 km?
Breite der 1500 m Höhenschicht . . . 308 km 1'8 km
Die große Massigkeit, ich möchte sagen „Breitschultrigkeit“
der Czarnohora, welche in der Oberfläche und Breite der Höhen-
schicht von 1500 m zum Ausdruck kommt, begünstigt die Gletscher-
entwicklung im hohen Grade. Nach Romer war die präglaziale Ober-
fläche des Teiles der Karpathen, wo die Czarnohora sich befindet,
eine Fastebene, oder eine sehr alte Oberfläche. Auch das Längsprofil
der Karpathenrücken bestätige ihre Zugehörigkeit zu der Peneplene,
das Querprofil hingegen wies auf ein Erheben der Peneplene jeden-
falls vor dem Diluvium und auf die Erneuerung der Erosion, die
von den Karpathenrändern nach dem Innern fortschritt. Nach meiner
Ansicht ist weder das Alter der Fastebene noch ihr eigentliches
Bestehen einwanfrei bewiesen.
Obgleich wir also nicht sicher sind, ob aus der Peneplene sich
das präglaziale Relief ableiten läßt, oder ob man andere Anfänge
suchen muß, so besteht doch darüber nicht der geringste Zweifel,
daß schon vor der Vergletscherung die Formen den heutigen glichen,
obschon jünger in der Entwicklung. Die Gletscher fanden schon zu
einem gewissen Grade fertige Formen vor und hinterließen in diesen
die Spuren ihres Vorhandenseins. Des öfteren wird man in unseren
weiteren Betrachtungen auf dieses Moment aufmerksam machen müssen.
Schon eine kurze historische Uebersicht der Literatur und der
Forschungen der Vergletscherung der Czarnohora vermag uns zu
überzeugen, welche Vergletscherungsspuren wir in dieser Gebirgs-
gruppe erhoffen können. Im Herbst des Jahres 1874 unternahmen
zwei Schotten, Jack und Horne (3), eine Wanderung durch das
Theiß- und Pruthtal; hierüber verfaßten sie im Jahre 1877 einen
Bericht, in welchem sie die Möglichkeit der Existenz eines Gletschers
im Theißtal von der Länge von 45 englischen Meilen annahmen. Ohne
die Gipfel zu erklimmen, untersuchten sie den Talgrund der Theiß;
bewunderten die Alluvialterrassen bei Marmaros-Sziget sowie die im
N davon gelegenen und stießen auf Schottermassen, in denen ihnen
sehr große Blöcke auffielen, sei es, daß diese von der Marmaros-
gruppe stammten, sei es, daß sie dem Flyschgebirge zugehörten.
Diese Blöcke hielten sie für durch einen Gletscher geschleppte Blöcke.
Im Pruthtale fanden sie nichts dergleichen. Ein Jahr vor der Ver-
öffentlichung des Reiseberichtes der Schotten, also im Jahre 1876,
zogen Tietze und Paul, nachdem sie die Kare von Zaroslak be-
schrieben hatten, aus der Form, aus den Gletscherschliffen und den
Moränen den Schluß, daß ein Gletscher dort existiert hatte, welcher
bis an die obere Waldgrenze gereicht hatte. Diesen Autoren (1, 2)
gebührt also das Verdienst, unleugbare Beweise für die Vergletscherung
der Czarnohora geliefert zu haben.
Das Interesse an dem Problem war bei den Polen offenbar groß,
da man hierüber im Jahre 1877 während der Sitzungen des Tatra-
[7] Die Eiszeit in der Czarnohora. 217
vereines sprach und an Ort und Stelle Erhebungen anstellte.e Kom-
nieki M. (5) neigte der Ansicht Tietzes und Pauls zu im Jahre
1879 und lieferte neues Beweismaterial aus dem westlichen Pozy-
zewskital. Wajgel (6) erkannte im Jahre 18380, und später 1885 (11),
die kleinen Seen als Spuren einer Vergletscherung, welche Jie Gipfel-
regionen der Czarnohora einnahm. Zapalowicz (7) hingegen war
im Jahre 1831 der Meinung, daß alle größeren Täler vergletschert
waren. Davon zeugten nicht nur die Moränen, sondern auch die Flora.
Im Jahre 1882 erwähnt Siegmeth (8) Moränen auf den Süd-
abhängen der Czarnohora. Bald darauf, im Jahre 1884, schreibt
Zuber (10), daß „alle Talkessel in den nordöstlichen Abhängen der
Czarnohora wahrscheinlich Böden kleiner Gletscher waren“. Er schließt
dies aus dem amphiteatralischen Aufbau der Talkessel, die mit
Blöcken bedeckt sind und nach unten stufenweise abfallen. Nach ihm
verfocht Zapalowicz (12) in seiner geologischen Arbeit vom Jahre
1886 die Ansicht, indem er Tietzes und Pauls Aeußerungen be-
kämpft, daß die Vergletscherung nur die unteren Regionen der Täler
und nicht die höheren betroffen habe. Posewitz (17) wiederum
bestimmt im Jahre 1892 nicht nur auf den Nord-, sondern auch auf
den Süd- und Westabhängen der Czarnohora sehr niedrig verlaufende
Gletschergrenzen. Trotzdem glaubte Czirbusz (19) noch im Jahre 1900
überhaupt nicht an deren Existenz. Das hielt jedoch Gasiorowski
von weiteren Nachforschungen (27) nicht ab, deren Ergebnis (im
Jahre 1906) es war, daß die Vergletscherung überwiegend nur den
nordöstlichen Teil des Czarnohorakammes umfaßte, dagegen nur
schwach im S und W war. So erwähnt auch Sawicki (31) im Jahre
1909 das Vorhandensein von 16 Talkesseln auf den nördlichen Ab-
hängen der Czarnohora (die Anzahl ist ungenau), gleichzeitig nimmt
Romer (32) auf Grund der Beobachtung des Reliefs an, daß beide
Hänge der Gebirgskette vergletschert waren.
Schließlich modifizierte Zapalowicz (35,36) in den Jahren 1912
und 1913 etwas seine Ansichten in der Richtung, daß er eine Ver-
gletscherung auch in den höheren Teilen der Czarnohora zugibt. Die
Vergletscherung war eine allgemeine, die Gletscher reichten bis an
den Fuß der Berge, ja vielleicht sogar bis an den Rand der Kar-
pathen haben sie die Täler des Czeremosz, des Pruth und der beiden
Theiß ausgefüllt. Die Vergletscherungsfrage der Czarnohora kehrte
nun in das Stadium zurück, in welchem es Jack und Horne zurück-
ließen.
Aus obiger historischer Uebersicht ersieht man, welcherlei glaziale
Spuren wir in der Czarnohora zu gewärtigen haben. Vor allem hängen
an den obersten Graten des Hauptkammes Kare. Nach Ansicht er-
klärter Anhänger der Gletschererosion (Penck) sowie der Forscher,
welche die Erosion nicht ausschließen (Richter), sind die Kare
unzweifelhaft ein Beweis für die Vergletscherung. Die Czarnohorakare
muß man gleichfalls als solche ansehen. Denn ohne Rücksicht darauf,
wie wir deren Entstehung erklären wollen, ob nun durch ausschließ-
liche Einwirkung der Erosion oder nur durch Mitwirkung des Gletscher-
eises und des fließenden Wassers, so vermögen wir doch nicht zu
leugnen, daß man die Zirkusform in den Ostkarpathen nie dort antrifft,
218 Dr. Stanisaw Pawtowski. [8]
wo die Wassererosion normal verlief und infolge der Vergletscherung
nicht unterbrochen wurde.
Die zweite Vergletscherungsspur bilden in der Czarnohora die
Moränen, ob nun diejenigen, welche den Grund der Kare und den
der ehemaligen vergletscherten Täler bedecken oder die Endmoränen.
Da infolge der Einheitlichkeit und Vergänglichkeit des Materials, aus
dem sie bestehen, das petrographische Kriterium im Stiche läßt, <o
kann nur die Größe der Blöcke (sie sind gewöhnlich mannigfach
geformt) und die Gestaltung der Moränen entscheidend sein. Den
dritten Beweis für die Vergletscherung bildet die hier und dort in
bescheidenem Umfange erhaltene U-Form der Täler. Mit solchen
Spuren haben wir also auf der Czarnohora zu tun; wo sie angetroffen
werden, da ist die Vergletscherung erwiesen. Dagegen entfällt eine
ganze Reihe anderer Spuren, welehe man in ehemals vergletscherten
Gebirgen antrifft, wie die Uebertiefung der Täler, in Felsen ausge-
höhlte kleine Seen, Risse und Schliffe, Rundhöcker und Riegel, erra-
tische Blöcke, alles das fällt fort. Ich getraue es mir zu behaupten,
daß davon in der Czarnohora nichts vorhanden ist.
Stufen und Kartreppen sind die Folge der geologischen und
petrographischen Zusammensetzung der Gesteine. Seen, das sind durch
Steingeröll gedämmte Wasserlachen, Glätten und Rundhöcker würde
jemand vergeblich im Magurasandstein suchen; erratische Blöcke sind
deshalb unbekannt, daß Sandsteine sich so ähneln wie zwei Zwillinge.
Hieraus ergeben sich große Schwierigkeiten für die glaziologischen
Forschungen in der Czarnohora. Entweder muß man andere Kriterien
annehmen und andere Methoden anwenden oder mit Hilfe der schon
vorhandenen sehr exakt zu Werke gehen.
Als ich dessen wohl bewußt an die Arbeit trat, so gelang es
mir bisher nur an folgenden Stellen, Gletscherspuren festzustellen.
An den nordöstlichen Abhängen der Czarnohora fand ich eine kleine,
sanft terrassierte Nische auf Szesa (1564 m) im W, undeutliche Spuren
von Karen auf Pietros und auf dem Nordabhang der Howerla; jedoch
geben die Moränenablagerungen in der Höhe von zirka 1100 m im
Bache Holowezewski und Kozmieski keinen genügenden Aufschluß
über die Intensität der Vergletscherung des Westflügels der Czarnohora.
Im Flußgebiet des Pruth, zwischen der Howerla im W und dem
Szpyei (1935 m) im O, fielen alle Täler unzweifelhaft der Vereisung
anheim. Vor allem weisen darauf die schön ausgemeißelten oberen
und unteren Kare hin, in der Regel durch prächtige Stufen ge-
schieden, wie auch durch schön entwickelten Seiten- und Endmoränen
in der Höhe von 1150-1050 m im Teile des vereinigten Pruth. Die
letzteren sind durch den Pruth geschnitten. Der Gletscher des Pruth
war, was-seine Länge (65 km) und was seine Breite (0:5 km) betrifft,
der 'mächtigste der Czarnohora.
In den Tälern der Bäche: Gadzyna, Kicia, Dzembronia und
Pohorylec, welche zum Flußgebiet des Schwarzen Özeremosz gehören,
kam es zur Entwicklung von einzelnen Gletschern, nicht so mächtiger
wie der Pruthgletscher, da sie voneinander geschieden waren. Die
Wiege jedes dieser Gletscher waren sehr breite Sehneefelder und
Kare, die in hohen Stufen abfielen. Die breiten, wenngleich auch
[9] Die Eiszeit in der Czarnohora, 919
tief durch Bäche durchschnittenen Talböden sind mit großen Fels-
blöcken angefüllt und schließlich in der Höhe von 1100—1200 m
duıch Endmoränen gesperrt. Besonders schön entwickelt in der Form
von quer verlaufenden Wällen sind die Endmoränen im Tale der
Bäche Gadzyna und Dzembronia. Auf der Südwestseite des Czarno-
horakammes gelang es mir, deutliche Spuren in den Tälern des Szesul
‘1728 m), der im SW des Pietros liegt, zu entdecken. Hier fielen
der Vergletscherung vor allem die Täler der Bäche: Kewele, Sumieski
und Rohonieski anheim. Akkumulationsspuren der Gletscher sind in
jenen Tälern ziemlich deutlich zu erkennen.
Es fehlt ebenfalls nicht an schönen Karenformen auf der Süd-
westseite der Czarnohora, wie zum Beispiel unter Gutin Tomnatik in
der Höhe von 1800 m und unter dem Großen Tomnatik in der Höhe
von 1650 m, obschon auf dieser Seite der Czarnohora es deren weniger
gibt als auf der Nordostseite. Die Südhänge der Czarnohora fallen
nämlich vie: steiler ab als die Nordhänge, auch sind die Einschnitte
der Bäche hier tiefer. Dabei ist das Aufsuchen der Moränenablagerungen
im hohen Grade noch durch den Urwaldcharakter erschwert. Die
nähere Erforschung der Südwesthänge und die Ermittlung neuer Ein-
zelhelten über die Nordosthänge wird das Ziel der zukünftigen For-
schungsstudien des Verfassers bilden.
Ins einzelne gehende Betrachtungen über die Vergletscherung
der Czarnohora, welche an dieser Stelle bloB in Kürze zusammen-
gefaßt worden sind, können zu einer ganzen Reihe von Schlußfol-
gerungen allgemeiner Natur führen. Es empfiehlt sich, alle mit der
Vergletscherung im Zusammenhang stehenden Erscheinungen der
Reihe nach durchzugehen, um nachzuweisen, welche von ihnen für
die Czarnohora am meisten charakteristisch sind.
Das Längsprofil der oberen Teile der Czarnohoratäler weisen
alle die Merkmale auf, welche wir oft in vergletscherten Tälern an-
treffen, demnach eine bedeutende treppenartige Gefällsknickungen
oben, unten dagegen schon ausgeglichene Böden. Die Gefällsknickungen
kommen, was ja klar ist, auf die Talstufen, der Ausgleich dagegen
beginnt erst tiefer. Man kann jedoch das Längsprofil eines Baches
nicht als gleichbedeutend mit dem Längsprofil eines Gletschergrundes
auffassen, zumal im. unteren Teil, wo das Sicheinschneiden des Baches
in den ehemaligen Boden immer tiefer wird.
Das Querprofil verrät keine irgendwo entdeckten und ander-
weitig bekannte Formen. Vor allem läßt sich nirgends die U-Form
eines Tales feststellen, da sie entweder unten einen zu schmalen
Boden hat oder die Wände gehen zu sehr auseinander. Aehnliche,
doch nicht dieselben Formen, finden sich in den Karen oder in der
charakteristischen Sperrung der Talerweiterungen, welche man „Tore“
der oberen Talkessel nennen könnte. Deshalb ist es schwer, in der
Czarnohora ein Beispiel für ein U-Tal zu finden, wie mir gleicherweise
auch kein Fall eines übertieften Tales bekannt geworden ist.
Die Kare in der Czarnohora lassen sich in ihrer Entstehung
auf die trichterförmigen Rinnen zurückführen. Die Tatsache, daß
neben Karen auch solche Rinnsale und Rillen existieren, dient als
Beweis dafür, daß in nur sehr vertieften Trichtern Gletscher ent-
Jahrbuch d. k. k. geol. Reichsanstalt, 1917, 67. Band, 2. Heft. (St. Pawiowski.) 29
220 Dr. Stanislaw Pawlowski. [10]
standen und diese sich allmählich in Kare verwandelten. Jene Trichter
mußten jedoch nicht besonders abschüssig und schmal gewesen sein
(Richter). Außer der Erosionsarbeit des Eises kommt bei der Ent-
stehung der Kare ein sehr intensiver Verwitterungsprozeß des Sand-
steins in Betracht, was man noch heute beobachten kann, ferner die
Tätigkeit des fließenden Wassers, die gewiß größer ist als irgendwo
im Gebiete kristallinischer Gesteine oder alter Kalksteine. Am besten
ausgearbeitete Kare sind die in schwach geneigten Sandsteinschichten,
viel weniger gut dort, wo neben Sandstein Schiefer auftritt (zum
Beispiel im Dzembronia- oder Pohorylecbach); ganz fehlen dagegen
die Kare im Schiefergelände. Die Kare auf den Südwestabhängen
sind asymmetrisch; die Wand nämlich, welche von den Schichtenköpfen
gebildet wird, ist steiler als die, welche die Schichtenflächen bilden.
Im allgemeinen sind die Wände der Kare nirgends, mit Ausnahme
unter dem Gutin Tomnatyk, so steil, als daß man nicht an diesen
heraufklimmen könnte. Die Einknickung in den Abhängen tritt überall
in der Form eines Trograndes oder Felsenvorsprünge an dessen Stelle.
Trotzdem sie nirgends ganz deutlich ist, so spricht das doch für eine
Umwandlung der Talform unter dem Einflusse der Tätigkeit eines
Gletschers. An der Mündung eines Zirkus verliert sich der Trogrand
und läßt sich in den tiefer gelegenen Teilen des Tales nicht verfolgen.
Der Bodengrund ist in der Regel uneben. Wir sehen da Stufen
und Schwellen, Quer- und Längswälle, aus Blöcken zusammengesetzt,
flache sumpfige Gründe von geringer Neigung, Aufschütthaufen an
den Ufern der Bäche, an Wände angelehnte Schuttkegel. Auffallen
muß einem Jeden die Verschüttung des Bodengrundes mit verschieden-
artigem Material, für welche Erscheinung ich aus dem Lateinischen
den Ausdruck Obrution vorschlage. Obige Erscheinung beweist, daB
das Ausbleiben der Gletscher ständigen Schwankungen unterlag.
Wahrscheinlich „hingen“ die oberen Enden der Gletscher noch lange
Zeit in den oberen Teilen der Kare. Diese Obrution gibt uns gleich-
falls eine Vorstellung von der Macht der Verwitterung der Abhänge
während und nach der Eiszeit.
Die Mehrzahl der Czarnohorakare liegt in den Höhen zwischen
1600—1800 m. Man könnte daher aus der Höhenlage derselben nicht
die Schneegrenze in der Eiszeit bestimmen, wie es Richter (20)
anrät. Tiefer gelegene Talerweiterungen (von 1400 m bis 1600 m),
von den höheren durch Stufen geschieden, haben wenig Aehnlichkeit
mit Karen. Sie haben gewöhnlich steile und hübsch abgewetzte
Hinterwände, die Seitenwände sind dagegen niedrig und wenig typisch.
In der Regel sind sie jedoch mehr als doppelt so breit wie die Kare.
Die schönsten unteren zirkusartigen Erweiterungen sind im Kozmieski-
tal, im Zaroslacki-, im westlichen PozyZewski-, Gadzynski- und im
sogenannten Kozie Legi-Tal. Die Erosionsspuren der Gletscher sind
durchaus undeutlich, eher kann man von Akkumulationserscheinungen
sprechen. Jedenfalls muß man die Kare als die durch den Gletscher,
das Gletscherwasser und das postglaziale Wasser modifizierten Tal-
trichter ansehen.
Stufenweise fallen die Kare ab oder endigen mit einer bedeu-
tenderen Karststufe. Einige Stufen, die aufeinanderfolgen, ergeben
[11] Die Eiszeit in der Czarnohora. 221
eine Treppe. Felsriegel sind in der Czarnohora sehr selten. Ueberdies
ist deren Höhe nie bedeutend, ihre Vernichtung durch das Wasser
ist immer beträchtlich. Die Stufen dagegen erreichen die Höhe von
einigen bis einigen hundert Metern. Gewöhnlich werden sie durch
Bäche von einigen Metern durchschnitten, welche in kleinen Wasser-
fällen abwärts stürzen.
Die Entstehung der Stufen fand noch vor der Vergletscherung
eine Prädisposition in der verschiedenen Härte des Bodengrundes.
Hier stellen die Sandsteinarten verschiedene Widerstände gegen die
Zerstörung durch das Wasser dar, dort ermöglichen Schiefereinlagen
srößere Einschnitte. Das Uebergewicht der Schiefer wurde besonders
nach unten die Ursache hoher Stufen, welche die oberen Kare ab-
schlossen. Mit solchen Stufen fallen ab und endigen sogar die trichter-
förmigen Rinnen, insofern sie in eine mit den Karen gemeinsame
Talerweiterung einmünden. Die präglaziale Existenz der Stufen, mit
denen die Kare enden und die man Hauptstufen bezeichnen darf,
findet die beste Bekräftigung in der Tatsache, daß der Trogrand
der Kare bei der Ausmündung sich verliert und man sie in der
tieferen Erweiterung nicht vorfindet. Insofern sie dagegen in den
„Toren“ auftritt, so nur in sehr verschiedenen und unbestimmbaren
Höhenlagen. Jedenfalls sieht man sie viel tiefer in Uebereinstimmung
mit dem Talboden, aber nicht übereinstimmend mit Trogrand im Kare.
Es läßt sich jedoch nicht in Abrede stellen, daß die Gletscher die
Stufen beeinflußten, indem sie diese ein wenig modifizierten, sei es
durch eigene Erosion, sei es durch Wasser, das von der Stirn der
Gletscher in der Phase abfloß, wo diese sich zurückzogen.
In der Czarnohora und den angrenzenden Flyschkarpathen Mo-
ränen zu unterscheiden und festzustellen, ist überhaupt sehr schwierig.
Hierauf hat schon Romer (26) aufmerksam gemacht, indem er das
Moment nachdrücklich betonte, daß bei deren Feststellung die petro-
graphische Zusammensetzung als Merkmal fortfällt. Außerdem ist das
Moränenmaterial äußerst gering und wenig dauerhaft, zumal es sich
um Sandsteinkonglomerate handelt. Als Grundmoränen müssen Ton-
lager mit in ihnen steckenden größeren oder kleineren Blöcken gelten,
und sollten es nur kleine Splitter sein, Aehnlichen Bildungen be-
gegnen wir im westlichen Nebenarm des Pruth, im östlichen Pozy-
zewskibach und in den sogenannten Kozie Legi; sie sind jedoch nicht
typisch und keinem Zweifel unterliegend. Seitenmoränen sind nur
hier und dort besser entwickelt, zum Beispiel am Pruth, im Gad2yna-
und DZembroniatal. Ebenso treten die Endmoränen nur selten in der
Gestalt von hübsch geschweiften Querwällen auf, wie zum Beispiel
im Gadzyna. Das vom Ende der Gletscher abfließende Wasser hat sie
nämlich zerwühlt, indem es zahlreiche Einbuchtungen und Depressionen
verursachte. Die untere Höhenlage der Endmoränen schwankt zwischen
1050 m bis 1200 m. Sie liegt demnach unterhalb der Waldgrenze.
Doch reicht bis in diese Höhe hinein die obere Grenze der Buche
und Tanne; diese Bäume trifft man neben der Kiefer auf der End-
moräne an. Man könnte demnach jene Linie mit der Eisperiode in
den Karpathen im Verbindung bringen, was ihr keineswegs deren
klimatische heutige Bedeutung abspricht.
29*
222 Dr. Stanistaw Pawlowski. [12]
Das Material, aus welchem die Moränen bestehen, ist durchweg
Magurasandstein. Er tritt in großen Blöcken auf, mit abgeschlagenen
Kanten und sehr alter Abrißfläche. Besser behauene Felsen sind
selten. |
Fluvioglaziale Bildungen lassen sich nicht präzis feststellen.
Das akkumulierte Material der fließenden Gewässer in der Eiszeit
und in der Gegenwart ist fast identisch. Die Bestimmung einer
Scheidegrenze zwischen beiden ist infolge der Einheitlichkeit des
Materials in hohem Maße erschwert.
Auffallen muß dagegen einem Jeden das tiefe Sicheinschneiden
der Bäche in die Moränen und in den ehemaligen Gletscherboden.
Die Tiefe der Einschnitte in den Endmoränen schwankt zwischen
30 m bis 50 m, dagegen in den ehemaligen Böden 10 m bis 30 m.
Die Terrassen, welche durch die Einschnitte entstanden, halten die
Geologen mit Recht für Diluvialterrassen. Demnach rühren alle höher _
gelegenen Terrassen und Gerölle aus der vordiluvialen Zeit her. Die
Endmoräne liegt gewöhnlich zu hoch im Verhältnis zu den Terrassen,
die sich tiefer entwickelten. Ich nehme an, daß die gesteigerte Kraft
der Bäche, welche von der Stirn der Gletscher herabflossen, eine
Vertiefung des Tales unterhalb der Endmoräne verursachte, um so mehr,
da diese Tätigkeit sich vorwiegend in Schiefern abspielte. Spuren
intensiver Wasserwirkung kann man — worauf Romer zuerst auf-
merksam machte — an den Blöcken erkennen, welche noch tief im
Tal am Grunde oder an den Abhängen zerstreut liegen.
Die Seen und Moräste haben seit jeher die Forscher inter-
essiert. Haquet erwähnt (1794) einen See auf dem „Ruski-Rücken“,
was Siegmeth auf einen der Üzarnohoraseen bezieht. Derselbe
Autor befaßt sich kurz mit den Seen auf ungarischer Seite. Vor ihm
jedoch beschrieb Wajgel bis ins einzelne die Seen auf polnischer
Seite, indem er sie als Folge und Beweis für die Vergletscherung hin-
stellte. Schließlich spricht Zapalowicz (15) von Seen und Morästen,
indem er nachdrücklich hervorhebt, daß sie in allmählichem Schwinden
durch Austrocknung sowie Zuwachsen durch Torf begriften sind. Es
existierten demnach viel mehr kleine Seen, wovon die oft vorgefun-
denen morastigen Bodengründe in den Karen zeugen. Gesondert be-
trachten muß man jedoch die Wasserlachen, die man nach der Schnee-
schmelze oder in Vertiefungen im Kamm, oder auch in kleinen
Zirkusmulden beobachten kann.
Die am meisten typischen kleinen Seen, wie die sogenannten
Niesamowite, oder unterhalb des Gutin 'Tomnatyk, oder im ersten
Zirkus des Keweletals befindlich, sind seicht mit einem Grund, der
mit Blöcken bedeckt ist. Nirgends ist eine Spur davon, daß eine
Mulde im felsigen Untergrunde ausgehöhlt wurde, also ein Felsbecken
darstellt. Im Gegenteil, die Lage am oberen Ende des Zirkus und die
Abdämmung durch einen verhältnismäßig niedrigen, aus Blöcken be-
stehenden Wall sprechen dafür, daß diese Seen ihre Entstehung nicht
der Erosion, sondern der Akkumulation verdanken.
Die Schneegrenze lag an den Nordostabhängen der Czarnohora
in der Höhe von 1450—1528 m. Jedenfalls war sie in der Mitte
der Kette höher als an ihren West- und Ostenden. Diese Ergebnisse
[13] Die Eiszeit in der Czarnohora. | 293
stimmen mit den Romers (26) überein, welcher für den Swidowiec,
1450—1475 m, und des Sawicki (33, 34), welcher für die Marma-
roser Karpathen die Schneegrenze auf 1400—1500 m, für die Rodnaer
Alpen auf 1500 m, für das Bihargebirge 1600 m annimmt. Erwähnens-
wert ist es, daß de Martonne (238) für die um 3° südlicher gele-
genen Transsylvanischen Alpen 1900 m als Schneegrenze angibt. Ver-
gleichsweise bemerke ich, daß nach Penck und Brückner (30) die
Schneegrenze an den Nordabhängen der Alpen in der Höhe von
1000—1200 m, nach Richter (20) in den am meisten nach Osten
gelegenen Teilen der Alpen in der Höhe von 1600— 1800 m lag.
Meine Ergebnisse stimmen jedoch mit den Annahmen des
Partsch und Zapalowicz nicht überein. Partsch (9, 25) nahm,
indem er sich auf die Sache nicht erschöpfenden Beobachtungen von
Paul, Tietze und Lehmanns (16). stützte, eine größere Herab-
setzung der Höhe der Schneegrenze im ozeanischen Westen als im
kontinentalen Osten an.
Im Gegensatze zu Partsch vertritt Zapalowicz gerade. die
entgegengesetzte Ansicht, und zwar, daß die Schneegrenze in den
Östkarpathen sogar tiefer gelegen sei als in den Alpen. Zuerst trat
Zapalowicz im Jahre 1909 mit der Behauptung hervor, daß die
Gletscher in der Höhe von 1450—1600 »» begonnen hätten. Im Jahre
1912 dagegen (36), in dem er sich auf einen Diluvialflorafund in Frek
(Transsylvanische Alpen) in der Höhe von 400 m stützte, berechnete
er für die Nordseite der Czarnohora die Höhe der Schneegrenze auf
870 m. Diese Berechnung kann jedoch nicht verpflichtend sein, solange
1. in betreff des genannten Fundes noch, Zweifel bestehen (vgl. Pax
18, 29), 2. solange man nicht mehr dergleichen Entdeckungen macht,
3. solange man auf der Czarnohora nicht eine so tiefliegende Grenze
für die Diluvialflora vorfindet. Anscheinend hat Zapalowicz selbst
kein allzu großes Vertrauen zu obiger Ziffer gehabt, wenn er im Jahre
1913 (37), auf etwas anderen Voraussetzungen fußend, die Höhe der
Schneegrenze für die Ostkarpathen in der ersten Gletscherperiode auf
1040 m, in der zweiten auf 1210—1382 m ansetzt. Die Wahrschein-
lichkeit jener Ziffern steht natürlich im geraden Verhältnis zu der
Glaubwürdigkeit jener Prämissen. Wenn es sich um die Czarnohora
handelt, so hat der Autor für die Nordseite keine konkreten Tat-
sachen beigebracht, für die Südseite führt er einen riesigen Block
im Sandstein an, in den Alluvien der Weißen Theiß in Bogdan (550 m)
versteckt vorgefunden, als Beweis für die Existenz eines 24 km
langen Gletschers im Theißtal und für die tiefe Lage der. Schneegrenze.
Ich muß gestehen, daß ich in Bezugnahme auf jene Tatsache in
keiner Weise mich entschließen könnte, auf jenen vereinzelten Fund
hin eine so weitgehende Folgerung zu ziehen.
Die Länge der Czarnohoragletscher betrug 2—6° 5 km (auf dem
Swidowiec 1:5—2'5 km, in den Rodnaer Alpen 15—17'5 km, in ..den
Transsylvanischen Alpen 5—6 km). Nicht zu vergleichen mit den gewal-
tigen Gletscherströmen in den Alpen, welche in der Eiszeit sich bis
hinter die Alpenränder erstreckten! Man kann jedoch nicht mit Still-
schweigen die Tatsache übergehen, daß seit den Zeiten Jacks und
Hornes aus der einschlägigen Literatur der Gedanke nicht schwindet,
224 | Dr. Stanistaw Pawlowski. [14]
daß lange und große Gletscher die Ost-Karpathentäler ausfüllten.
Der Hauptvertreter dieser Anschauung ist Zapalowicz, welcher
seit 1886 erklärt, daß Gletscher in den tieferen Teilen der Haupt-
täler existierten und demnach lang sein mußten. Mit den schottischen
Autoren und mit Zapalowicz polemisierte Tietze in den Jahren
1878 (4) und 1886 (13), indem er deren Erwähnungen von langen
Gletschern in Zweifel zog. Ebensowenig bestätigten die Annahmen der
genannten Autoren die Studien Romers, de Martonnes und
Sawickis. Trotzdem verharrt Zapatowicz bis zuletzt auf seinem
Standpunkt und nimmt in seiner neuesten Arbeit vom Jahre 1913,
welche von der Eiszeit in den Pokutisch-Marmaroser Karpathen
und in Patagonien handelt, die Länge der Gletscher auf 19—92 km
an. Wenn uns jedoch die Art der Beweisführung für das Vorhanden-
sein langer Gletscher in der Czarnohora nicht befriedigen kann, so
haben wir um so mehr das Recht zu verlangen, daß mehr und ein-
wandfreie Belege beigebracht werden. Um so mehr, da es für sicher
gilt, daß in der Zeit, wo die Täler der Czarnohoragruppe mit so
langen Gletschern gefüllt waren, die Gorganen und Bieszczaden un-
gleich stark vergletschert gewesen sein müssen. Indessen gelang
niemandem der Beweis hierfür für die polnische Gebirgsseite. Die
Bemerkungen Lomnickis J. (23) und Szajnochas (21) über
Gletscherspuren am Karpathenrand sind nämlich entweder nicht über-
zeugend oder stießen auf kritische Abweisung (vgl. Zuber 22).
Daß die Vergletscherung in den Ostkarpathen mehrmals auftrat,
versuchte zuerst Romer (24, 26) zu beweisen, indem er aus solchen
morphologischen Merkmalen, wie es Kare und Leisten sind, auf das
Vorhandensein zweier Eisperioden auf dem Swidowiec schloß. Bald
darauf behauptet Gasiorowski, indem er seine Annahme auf dem
Vorhandensein doppelter Kare auf der Czarnohora stützt, daß diese
Gebirgsgruppe zweimal die Vereisung durchmachte. De Martonne
überzeugten doppelte Moränen und Interglazialbildungen von zwei
Eisperioden in den Transsylvanischen Alpen. Sawicki (34) jedoch
spricht auf Grund der Kare nur von einer maximalen Vergletscherung
in den Rodnaer Alpen und in den Marmaroser Karpathen und von
zwei Phasen beim Sichzurückziehen der Gletscher. Diese Anschauung
teilt auch Zapalowicz im Jahre 1912 und entwickelt sie in der
Weise, indem er annimmt, daß in der I. Phase (der maximalen
Entwicklung) die Gletscher sehr tief bis an den Fuß der Berge (400 m)
hinabstiegen, in der II. Phase bis 677—770 m, in der III. Phase bis
1480—1530 m. Doch schon im Jahre 1913 änderte der Autor seine
Ansichten, indem er eine mehrfache Vergletscherung der Ostkarpathen
annahm und seine neue Anschauung folgendermaßen kristallisierte.
Es bestanden zwei Eiszeiten getrennt durch die interglaziale oder
pluviofluviatile Periode. Während der ersten Eiszeit reichten die
Gletscher bis an den Karpathenrand (310-340 m) und waren bis
90km lang; während der zweiten viel kürzeren reichten sie bis zu
665— 790 m und waren nicht so weitläufig (19—24 km). Aus dieser
Eiszeit soll der Gletscher der Weißen Theiß herrühren mit seiner
Endmoräne beim Bogdan. Die Gletscher des Pruth und Czeremosz
sind noch nicht entdeckt und erforscht worden.
[15] Die Eiszeit in der Czarnohora. 225
Wenn ferner es auch mir nicht gelang, auf der Nordseite der
Czarnohora so ausgedehnte Gletscherspuren zu finden, trotzdem ich
das ganze Czeremosztal durchwanderte, so kann ich um so weniger
den kühnen Behauptungen Zapatowicz Glauben schenken und will
lieber auf bescheidenem, doch dafür sicherem Boden eigener Unter-
suchungen bleiben, aus denen hervorgeht:
Daß in einem gewissen Maximalstadium der Entwicklung die
Gletscher ziemlich tief in die Täler hinabstiegen und dort längere
Zeit verblieben. Nach jenem Maximum zogen sich die Gletscher
schnell und ohne Unterbrechung aufwärts zurück bis zur Höhe von
1400 m. Seitdem schwanden sie, öfters Halt machend, wovon die
Obrutionserscheinungen zeigten. Am längsten erhielten sie sich
zweifellos in den oberen Karen. Immerhin schließe ich aus den
schwach angedeuteten Erosionsformen, daß die Eisperiode kurz
dauerte und unsere Berge nur wenig veränderte und das nur in den
höchsten Teilen. Die kurzen Gletscher jedoch hinterließen ziemlich
ausgedehnte Endmoränenfelder. Es scheint mir also sehr wahrschein-
lich zu sein, daß wir, wenn die Ostkarpathen einstmals mit solchen
Riesengletschern bedeckt gewesen wären, von denen man spricht,
dann allen Grund hätten, schöne U-Täler und Kare sogar auf niedrigen
Bergen erhoffen zu dürfen, schließlich auch nicht weniger mächtige
Moränenablagerungen, wie man sie im Umkreis der Alpen zu sehen
bekommt. Dies wären gleichfalls unzweifelhafte Argumente, welche
für allgemeine Vergletscherung der Ostkarpathen sprächen.
Verzeichnis der wichtigsten Literatur über die
Vergletscherung der Czarnohora.
1876.
1. Paul, K. M. und Tietze, E.: Bericht über die bisher in diesem Sommer
ausgeführten Untersuchungen in den Karpathen. Verhandl. d. k. k. geol. R.-A.
Wien. S. 296.
1877.
2. Paul, K. M. und Tietze, E.: Studien in der Sandsteinzone der Karpathen.
Jahrb. d. k. k. geol. R.-A. Wien. S. 33—130.
3. Jaek, R. L. und Horne, J.: Glacial Drift in the North-Eastern Carpathians.
The Quarterly Journal of the Geol. Society. London. S. 673—681.
1878.
4. Tietze, E.: Ueber das Vorkommen von Eiszeitspuren in den Ostkarpathen,
Verhandl. d. k. k. geol. R.-A. Wien. S. 142 -146.
1879.
5 Lomnicki, M.: Dolina Prutu od Delatyna do Czarnohory pod wzgledem
geologieznym, (Das Pruthtal von Delatyn zur Czarnohora geologisch betrachtet.)
Pamietnik Towarzystwa Tatrzanskiego. Krakau. $S. 76—97.
2236 Dr. Stanislaw Pawlowski. N 6]
1880.
6. Wajgel, L.: O Burkucie i jeziorach ezarnohorskich. (Burkuth und die Seen
auf der Czarnohora.) Pamietnik Towarzystwa Tatrzafskiego. Krakau. S, 60—71.
1881.
. Zapalowicz, H.: Z Czarnohory do Alp Rodnenskich. (Von Czarnohora zu
den Rodnaer Alpen.) Pamietnik Towarzystwa Tatrzanskiegs. Krakau. S. 74—85.
u |
1882.
8. Siegmeth, K.: Reiseskizzen aus der Marmaros. Il. Teil. Jahrb. d. ung.
Karpathenvereines. S. 65— 94.
9: Partsch, J.: Die Gletscher der Vorzeit in den Karpathen und den Mittel-
gebirgen Deutschlands nach fremden und eigenen Beobachtungen. Breslau.
S. 1— 198.
1884.
10. Zuber, R.: Studya geologiezne we wschodnich Karpatach. (Geologische
Studien in den Ostkarpathen.) Kosmos. Lemberg. Teil III.
1885.
11. Wajgel, L.: Poglad na rzezbe Czarnohory. (Blick in das Relief der Gzarno-
' hora.) Pamietnik Towarzystwa Tatrzanskiego. Krakau. 8. 57—75.
1886.
12. Zapalowicz,H.: Eine geologische Skizze des östlichen Teiles der Pokutisch-
Marmaroser Grenzkarpathen. Jahrb. d. k. k. geol. R.-A. Wien. S. 361—591
15. Tietze, E.: Beiträge zur Geologie von Galizien. Jahrb. J. k. k. geol. R.-A.
Wien. S. 681—698.
1888.
14. Zuber, R.: Atlas geologiczny Galicyi Tekst do zeszytu II.) (Der geologische
Atlas Galiziens. Heft II.) Krakau. S. 1—110.
1889.
15. Zapato wicz, H.: Roslinna szata gör Pokucko-marmaroskich. (Pflanzenkled.
des Pokutisch - Marmaroser Gebirges.) Sprawozdanie Komisyi fizyografiezne).
Krakau. S. 1— 389.
1391.
16. Lehmann, P.: Der ehemalige Gletscher des Lalatales im Rodnaer Gebirge.
Petermanns Mitt. Gotha. S. 98—99.
1893.
17. Posewitz, Th.: Erläuterungen zur geologischen Spezialkarte der Länder
der ungarischen Krone. Umgebung von Körösmezö und Bogdan. K. ung.
geol. R.-A. Budapest. S. 1—18.
1898.
18. Pax, F.: Grundzüge der Pilanzenverbreitung in den Karpathen. Vegetation
der Erde. Bd. 1. Leipzig.
[117] Die Eiszeit in der Czarnohora. 297
1900.
19. Czirbusz, G@.: Die Probleme der Howerla. Jahrb. d. ung. Karpathenvereines,
S. 140-141.
20. Richter, E.: Geomorphologische Untersuchungen in den Hochalpen. Ergh,
23.
24.
25.
wm
-1
28.
29.
32.
33.
34.
Petermanns Mitt Gotha. S. 1—103.
1901.
. Szajnocha, W.: Slady lodowca pod Truskawcem. (Gletscherspuren bei
Truskawiec ) Komos. S. 142—147.
. Zuber, R.: Kilka slöw o rzekomych sladach lodowca dyluwialnego pod
Truskawcem. (Einige Wort: über die scheinbaren Gletscherspuren bei Trus-
kawiee.) Kosmos Lemberg. S. 251--256.
bomnicki; J.: Slad lodnika karpackiego u brzegu Karpat, (Gletscherspuren
am Rande der Karpathen.) Kosmos. Lemberg. S. 311.
1904.
Romer, E.: Rilka wycieczek w zrödliska Bystrzyey, Lomniey i Cisy Czarnej,
ı Einige Ausflüge in die Quellgebiete der Bystrzyca, Komnica und der Schwarzen
Theiß.) Kosmos. Lemberg. S. 496 —497.
Partsch, J.: Die Eiszeit in den Gebirgen Europas zwischen dem’ nordischen
und alpinen Eisgebiet. Geograph. Zeitschr, Leipzig. S. 657—665.
1906.
. Romer, E.: Epoka lodowa na Swidoweu. (Die Eiszeit im Swidowiecgebirge,
Ostkarpathen ) Rozprawy Akademii Umijetnosei. Krakau. S. 1—71.
. Gasiorowski, H.: Slady glacyalne na Üzarnohorze. (Sur les anciennes
glaciers de Czarnohora, Karpathes Orientales,) Kosmos. Lemberg. S. 148—168.
1906 —1907.
Martonne, E. de: Recherches sur l’evolution morphologique des Alpes de
Transylvanie. (Karpates M£ridionales.) Revue de Geographie. Paris. S. 1—279.
1908.
Pax, F.: Grundzüge der Pflanzenverbreitung in den Karpathen. Vegetation
der Erde. Bd. II. Leipzig.
1909.
. Penck, A, und Brückner, A.: Die Alpen im Riszeitalter. Leipzig. 1.—3. Bd.
S. 1—1199.
. Sawicki,L.: O miodszych ruchach görotworezych w Karpatach. (Die jüngeren
Krustenbewegungen in den Karpathen.) Kosmos. Lemberg. S. 361—400
Romer, E.: Pröba morfometrycznej analizy grzbietöw Karpat wschodnich,
(Morphometrische Studien über die ostkarpathischen Gebirgsformen.) Kosmos.
Lemberg. S. 678—693.
Sawicki, L.: Zur Frage der Vergletscherung des Bihargebirges. Földrajzi
Közlem&nyek. Budapest. S. 316—325.
1311.
Sawicki, L.: Die glazialen Züge der Rodnaer Alpen und Marmaroser
Karpathen. Mitt. d. k. k. Geograph. Ges. in Wien, S. 510-571.
Jahrbuch d. k.k. geol. Reichsanstalt, 1917, 67. Band, 2. Heft. (St. Pawlowski.) 30
9238 Dr. Stanistaw Pawlowski. [18]
35.
37.
38.
39.
1912.
Zapalowicz, H.: Ze strefy roslinnosci karpackiej. VII. (Recherches dans
la zone de la flore carpathienne) Kosmos. Lemberg. S. 495 — 524.
. Zapatowicz, H.: Okres lodowy w Karpatach Pokucko - Marmaroskich.
(L’&poque glaciaire dans les Carpathes Pokuto-Marmarosienes.) Kosmos. Lem-
berg. S 579— 654.
1913.
Zapalowiez, H.: Dyluwialno-lodowy okres w Karpatach Pokucko-Marma-
roskich i w Patagonii. (L’&poque diluvio-glaciaire dans les Carpathes Pokuto-
Marmarosienes et dans la Patagonie.) Kosmos. Lemberg. S. 643— 749.
1915.
Goldschlag, M.: Ueber das Auftreten eines Eruptivgesteines in der Polo-
nina Rohonieska in den Czarnohora-Karpather. Zentralblatt für Min., Geol.
und Pal. Stuttgart. S. 395—397.
Pawliowski, St.: Ze studyow nad zlodowaceniem Czarnohory. (Aus den
glaziologischen Studien in der Özarnohora.) Prace Towarzystwa Naukowego
Warszamskiego. Warschau. S. 1- 61.
Der Bau der Inseln Mezzo (Lopud) und Cala-
motta (Kolocep) sowie des Scoglio S. Andrea
bei Ragusa.
Von Gejza von Bukowski.
Mit einer geologischen Detailkarte (Taf. Nr. II) in Farbendruck.
Unter den von mir im Rahmen des Blattes Ragusa bisher unter-
suchten Gebieten wurde die genaueste Durchforschung den Inseln
Calamotta, Mezzo und Giuppana zuteil. Ein längerer Aufenthalt auf
diesen Inseln im Herbst des Jahres 1913 führte zu einer detail-
lierten geologischen Kartierung derselben, die, was Genauigkeit an-
belangt, jener der südlichsten Spitze Dalmatiens nicht nur nicht nach-
steht, sondern sie sogar bedeutend übertrifft. Da nun die Publikation
des Ragusaner geologischen Kartenblattes kaum in dem großen Maß-
stabe 1:25.000 erfolgen dürfte, so glaube ich, daß es nicht unwill-
kommen sein wird, wenn ich hier gesondert wenigstens von den Inseln
Calamotta und Mezzo sowie dem Scoglio San Andrea ein kartogra-
phisches Bild des Aufbaues in dem Maßstabe 1:25.000 zur Veröffent-
lichung bringe.
Das Gerüst der drei letztgenannten Zilande bilden Kalke und
Dolomite der oberen Kreide. Von jüngeren Sedimenten, die dann
darüber streckenweise als deckender Mantel auftreten und die sämt-
lich kontinentalen Ursprungs sind, spielen nur pleistocäne Flugsande
eine größere Rolle, während die Terra rossa eine verhältnismäßig
sehr geringe Verbreitung und dabei eine schwache Entwicklung zeigt.
Konglomeratische Kluftausfüllungen endlich, über deren Alter wir
übrigens sichere Angaben zu machen vorderhand noch nicht in der
Lage sind, besitzen eine ganz untergeordnete Bedeutung.
In den oberkretazischen Ablagerungen konnten sechs verschiedene
Gesteinszonen ausgeschieden werden. Davon entfallen fünf auf die
Inseln Mezzo und Calamotta und diese stellen eine stratigraphisch
ununterbrochene Schichtenreihe dar. Eine Gesteinszone bleibt dagegen
auf den Scoglio San Andrea (Donzella) beschränkt. Sie ist, da hier
im ganzen eine einzige Schuppe, und zwar nur ein Faltenflügel inner-
halb derselben vorzuliegen scheint, nach der weit gegen Südwest vor-
geschobenen Lage des Scoglio San Andrea zu urteilen, schon als ein
Jahrbuch d. k.k. geol. Reichsanstalt, 1917, 67. Band, 2. Heft. (G. v. Bukowski.) 30*
230 Gejza von Bukowski. [2]
von den anderen ziemlich entferntes, viel älteres Glied der Serie zu
betrachten. Endlich sei noch erwähnt, daß die gegenüberliegende
Festlandsküste jenseits des Calamotta - Kanals bereits dem Alttertiär
angehört und zunächst teils durch Alveolinenkalk, teils durch Num-
mulitenkalk gebildet wird.
Mit besonderem Nachdruck muß sodann betont werden, daß
für die Unterscheidung der in Rede stehenden Zonen lediglich der
lithologische Charakter ausschlaggebend war, dab es sich hier also
um eine Gliederung handelt, die nicht im geringsten auf irgendwelchen
paläontologischen Kennzeichen basiert. Versteinerungen gelangten
nur an wenigen Punkten in den Kalken zur Beobachtung und immer
sind es bloß Auswitterungen oder Bruchstücke von Rudisten gewesen,
die sich für eine nähere Bestimmung als völlig ungeeignet erwiesen
haben. Der gänzliche Mangel an besser erhaltenen Fossilien hindert
uns denn auch, selbst eine Vermutung darüber zu äußern, welchem
Niveau der Oberkreide der uns beschäftigende Schichtenkomplex zu-
zurechnen sei.
Ueber das geologische Streichen wäre zu bemerken, daß das-
selbe trotz der kurzen Distanz keineswegs gleichmäßig erscheint, in-
dem es nicht überall die im allgemeinen herrschende nordwestliche
Richtung einhält, sondern bis zu einem gewissen Grade, wie das auch
in anderen Teilen Süddalmatiens häufig der Fall ist, einen welligen
Verlauf nimmt. Die auf San Andrea sowie im Westen und Norden von
Mezzo regelrecht nach Südost streichenden oberkretazischen Schichten
biegen im Polugherücken auf Mezzo und in dem die Fortsetzung
dieses Rückens bildenden westlichen Abschnitte von Calamotta all-
mählich nach Östen um, worauf dann bei Gornje selo wieder eine
Wendung, und zwar diesmal eine etwas raschere in die frühere süd-
östliche Richtung eintritt, welche am Südende von Calamotta sogar
in die südsüdöstliche übergeht. Das Verflächen findet stets gegen das
Gebirge, also gegen Nordost, Nord oder Ostnordost statt. Die Ein-
fallswinkel schwanken in der Regel zwischen 30° und 50°. Flachere
Neigungen kommen relativ selten vor. Im großen ganzen läßt sich
die Wahrnehmung machen, daß von Westen nach Osten zu allmählich,
aber durchaus nicht regelmäßig eine minder steile Schichtenstellung
Platz greift.
Der felsige, gegen Südwest in schroffen Wänden abstürzende
Scoglio San Andrea oder Donzella, dessen Spitze ein großer Leucht-
turm krönt, besteht aus hellgrauen, dichten, zumeist diekgebankten
Kalken mit splittrigem Bruch und aus ebenso gefärbten Dolomiten.
Diese beiden Gesteinstypen sind hier gleich stark verbreitet und
wechseln miteinander sehr rasch, vielfach bankweise ab. In den
Kalken wurden außer einer Art von Serpula, welche an einer Stelle
gewisse Gesteinspartien geradezu erfüllt, an mehreren Punkten sehr
schlecht erhaltene Rudisten in großer Menge beobachtet.
Als tiefstes Glied der zusammenhängenden Sedimentserie, aus
welcher Mezzo und Calamotta aufgebaut erscheinen, wurde ebenfalls
eine Mischzone von Kalk und Dolomit ausgeschieden, doch bietet
dieselbe jener des Scoglio San Andrea gegenüber einen nicht leicht
[3] Der Bau der Inseln Mezzo, Calamotta und S. Andrea bei Ragusa. 231
übersehbaren Unterschied dar. Während man nämlich in letzterer
einem lebhaften Wechsel der beiden genannten Gesteinsarten begegnet,
haben wir es daselbst, kurz gesagt, mit grauem, dickbankigem Dolomit
zu tun, in dem sich große Linsen und Züge von hellgrauem dichtem
Kalk, die eventuell auch abgetrennt und auf der Karte als selbständige
Schichtenkomplexe eingetragen werden könnten, eingeschaltet finden.
Diese Zone nimmt einen schmalen, bloß in dem von der Berghöhe
San Fermo vorspringenden Sporne etwas breiteren Terrainstreifen
an der südwestlichen Küste von Mezzo ein. Ihr letzter, kleiner, aus
dem Meer emportauchender Ueberrest gegen Südost ist die Klippe
Skupieli Veliki.
Nun folgt darüber auf Mezzo eine ziemlich mächtige Schichten-
serie, welche der Hauptmasse nach wohl als eine rein kalkige bezeich-
net werden muß. Sie reicht in ihrer Breitenausdehnung im Norden bis
an die Bucht von Lopud, im Süden bis an die den Namen „Valle Bisson*“
führende Bay und setzt sich aus hellgrauen, zuweilen aber auch
etwas dünkler gefärbten, dichten Kalken mit splittrigem, seltener
muschligem Bruch zusammen, unter denen hin und wieder auch Lagen
mit einem Stich ins Rötliche anzutreffen sind. Die Absonderung findet
vorzugsweise in dicken Bänken statt. Einige der dunkleren Sorten
erweisen sich als schwach bituminös. Spuren von Rudisten wurden
vor allem am Küstenrand entlang der Bissonbucht festgestellt. Wie
schon erwähnt wurde, liegt hier eine im wesentlichen kalkige Fazies
vor. Nur im nordwestlichsten Teile macht sich an der Basis gegen
das ältere Glied eine Beimengung dolomitischer Lagen bemerkbar,
und diese steigert sich dann in der Fortsetzung des Zuges nach
Nordwest auf der Insel Giuppana (Sipanj) so sehr, daß man dort nur
mehr von einer Mischzone sprechen kann. Gegen Südost verschwindet
unsere Schichtgruppe in den Klippen Skupieli mali geradeso wie die
vorhin beschriebene im Skupieli Veliki völlig unter dem Meeresspiegel,
ohne in dem Umkreise der Insel Calamotta wieder über demselben
aufzutauchen.
In dem mittleren Teile von Mezzo samt dem größeren südwest-
lichen Abschnitte des Polugherückens herrschen gelblichweiße oder
lichtgraue, sehr dick gebankte Dolomite ohne Beimischung von Kalk.
Dieser rein dolomitische Sedimentkomplex der Oberkreide, der die
bedeutendste Mächtigkeit aufweist, setzt sich weiter nach Calamotta
fort, wo auf denselben nahezu die Hälfte des Areals des Inselgerüstes
entfällt. In den niedrigeren Bergen und ihren mehr gerundeten Formen
prägt sich hier, nebenbei gesagt, auch ein auffälliger morphologischer
Unterschied aus gegenüber den übrigen Zonen.
Das nächstfolgende, fünfte oberkretazische Glied wird ausschließ-
lich durch Kalke gebildet. Sein Hauptverbreitungsgebiet befindet sich
auf der Insel Giuppana, aber auch auf der Insel Mezzo umfaßt es
uoch ein verhältnismäßig großes Stück des Geländes an der nordöst-
lichen Küste. Als ein breites Band durchzieht es sodann die Mittel-
region von Calamotta und läßt sich daselbst nach kurzer Unterbrechung
durch die kleine Bay von Gornje selo oberflächlich bis zur Punta
Bulinak verfolgen, wo im Anschluß an die ältere Dolomitserie noch
ein ganz kleiner Ueberrest desselben ansteht.
ms; Gejza von Bukowski. [4]
Die hiehergehörenden Kalke haben das gleiche Aussehen wie jene
der dritten Unterabteilung im San Fermo-Bergrücken. Nähere dies-
bezügliche Darlegungen sind daher überflüssig. Eine flüchtige Erwäh-
nung verdient jedoch die mit dem petrographischen Charakter innig
zusammenhängende Erscheinung, daß hier der orographische Gegen-
satz zwischen der durch sanft gerundete Bergumrisse ausgezeichneten
dolomitischen Unterlage und den darüber vielfach in sehr schroffen
Wänden aufstrebenden Kalkbergen streckenweise besonders scharf
hervortritt. Es ist dies namentlich der Fall am Kastellberge von
Lopud und an der kulminierenden Erhebung von Mezzo, dem 216 m
hohen Polaticaberge.
Versteinerungen, und zwar durchweg Rudisten, konnten an vier
Punkten konstatiert werden. Ueberall handelt es sich aber nur um
schlechte Auswitterungen auf den Schichtflächen bestimmter Lagen,
so an zwei Stellen in dem Vororte San Michele von Lopud, am Weg
gegen Scoglio Marnid, an einem Punkte der nordöstlichen Küste von
:Mezzo im Bereiche der Abdachung des Polaöicaberges gegen den
Kanal von Calamotta und bei Donje selo auf der Insel Calamotta.
Auf der eben besprochenen Kalkmasse ruht endlich ein Sediment-
komplex, in welchem graue diekgebankte Dolomite mit grauen dichten
Kalken unregelmäßig alternieren. Hierbei zeigt es sich, daß die Dolo-
mite etwas stärker als die Kalke entwickelt sind. Dieser Komplex
bleibt innerhalb der Grenzen der vorliegenden Karte auf den halb-
inselartig vorspringenden nördlichsten Teil des Eilandes Calamotta
beschränkt, der gegen Nordwest in das Kap Ratac ausläuft.
Das oberkretazische Gerüst der uns beschäftigenden Inseln dient
nun, wie eingangs gesagt wurde, als Unterlage zwei verschiedenen ganz
Jungen kontinentalen Bildungen, zunächst der Terra rossa, welche nach
gewissen aus der Lagerung sich ergebenden Anzeichen zu schließen,
schon im Pliocän entstanden sein dürfte, und dann äolischen Sand-
und Staubanhäufungen pleistocänen Alters. Im folgenden wollen wir
die letztgenannten Absätze, da sie wegen ihrer stärkeren Verbreitung
viel wichtiger erscheinen als die Roterde, an erster Stelle ins Auge
fassen.
Gleicn zu Anfang sei erwähnt, daß man in den meisten Fällen,
in denen. die Auflagerungsgrenze einigermaßen entblößt ist, die Flug-
sande unmittelbar auf der Oberkreide liegen sieht. Nur an etlichen
nicht gerade zahlreichen Punkten trifft man Verhältnisse an, die der
Ueberzeugung Raum schaffen, daß da und dort auch die Terra rossa
die Basis bildet.
Ausgenommen jene Gegenden, in denen Umschwemmungen, von
welchen später noch die Rede sein wird, stattgefunden haben, treten
uns überall an den besagten Sedimenten die für subaörische Ablage-
rungen bezeichnenden Merkmale in deutlichster Entwicklung ent-
gegen. Wir haben es daselbst mit braunroten, tonhältigen Sanden zu
tun, die in ihrer ganzen, mitunter bis über 20 m anwachsenden Mäch-
tigkeit nicht eine Spur von Schichtung aufweisen. Die durch fließende
Wässer erzeugten engen, schluchtenartigen Einrisse in solchen Terrains
und die senkrecht abstürzenden Wände erinnern lebhaft an Lößland-
schaften. Und doch ist. die lithologische Zusammensetzung so sehr
[5] Der Bau der Inseln Mezzo, Calamotta und S. Andrea bei Ragusa. 233
verschieden von jener des Lößes, daß die Anwendung dieser Bezeich-
nung hier durchweg völlig ausgeschlossen erscheint.
Als der wesentliche Bestandteil unseres Sedimenttyps stellt sich
immer der Sand dar, während der beigemischte braunrote Tonstaub
darin fast ausnahmslos eine mehr untergeordnete Rolle spielt. Die
weitaus überwiegende Hauptmasse des Sandes besteht aus Quarzkör-
nern, neben welchen übrigens auch Körnchen von Feldspat und von
Hornstein ziemlich häufig anzutreffen sind. Andere Minerale kommen
dagegen im Vergleich zu den eben genannten stets nur in geringer
Menge vor '!). Besonders überraschend wirkt dabei die Tatsache, daß
in keiner von den mitgebrachten Proben Kalkkörner nachgewiesen
werden konnten. Da die Untersuchung überdies in allen Fällen den
Mangel jeglicher Spur von Kalkstaub ergeben hat, so müssen wir an-
nehmen, daß die ungeschichteten, durch Wind zusammengetragenen
Massen sowohl auf der Insel Mezzo als auf Calamotta überall oder
zumindest auf den meisten Strecken vollständig kalkfrei sind.. Der
Sand ist konstant nur mit reinem eisenschüssigem Tonstaub vermischt,
dessen Menge namhaften Schwankungen unterliegt und der von der
in Süddalmatien ziemlich ausgedehnte Gebiete einnehmenden, geolo-
gisch älteren Terra rossa herrühren dürfte. Dieses tonige Bindemittel
verleiht auch unserer Ablagerung eine gewisse, an den Löß erinnernde
Festigkeit, welche niemals so weit herabsinkt, daB es anginge, von
lockeren Sanden zu sprechen. Letzteren nähern sich, jedoch keines-
wegs in stärkerem Ausmaße, bloß bestimmte Partien der Flugsande
bei Donje selo auf der Insel Calamotta.
Die Frage, woher der quarzreiche Sand stammt, läßt sich vorder-
hand nicht mit Sicherheit beantworten und soll auch hier nicht weiter
erörtert werden. Es mag nur flüchtig angedeutet werden, daß als
nächstliegend der Vermutung Ausdruck zu verleihen wäre, daß die
Hauptmenge des sandigen Materials die verwitterten Flyschsandsteine
geliefert haben. Darüber, daß in den in Rede stehenden äolischen
Sandanhäufungen Kalkkörner und Kalkstaub ursprünglich nicht gefehlt
haben, kann namentlich in Anbetracht des Wechsels von Flyschterrains
mit kalkigen und dolomitischen Gebieten wohl kaum ein Zweifel ob-
walten. Der Kalk ist jedenfalls erst nachträglich völlig ausgelaugt
worden und eine Bekräftigung der eben ausgesprochenen Ansicht darf
unter anderem in dem Umstande erblickt werden, daß sich die der
gleichen Zeit angehörenden suba@rischen Sandablagerungen Istriens,
Nord- und Mitteldalmatiens nach den Berichten G. Stache’s, R.Schu-
bert’s, L. Waagen’s und anderer Forscher durch einen namhaften
!) Auf Grund einer freundlichen Mitteilung meines Kollegen Herrn Prof.
A. Rosiwal, der die große Liebenswürdigkeit hatte, eine Sandprobe von der
Insel Calamotta genauer mikroskopisch auf ihre Mineralbestandteile zu unter-
suchen, bin ich in der Lage zunächst zu berichten, daß darin weißer bis farbloser
(Juarz, trübe kaolinisierte Feldspate und rote oder braune gerundete Hornstein-
körnchen überwiegen. Außerdem konnte Prof. Rosiwal feststellen an dunklen
bis schwarzen Mineralen: Lydit (?) und Magnetit, an grünen Mineralen: fragliche
Grünschieferfragmente, Hornblende und Helminth in Feldspat und dann geringe
Mengen von Biotit, Muskovit, Zirkon sowie Aktinolith (?). Mit dem Magnet aus-
ziehbar waren Verwachsungen von Feldspaten mit Maenetit und kleine Partikeln
dieses Minerals.
234 Gejza von Bukowski. [6]
Kalkgehalt auszeichnen, manchmal sogar viel Kalkkörner enthalten.
Zwischen unserem Gebiet und den letzterwähnten besteht also bezüglich
der altquartären Flugsande insofern ein größerer Unterschied, als hier
eine vollkommene Auslaugung der Kalkpartikeln stattgefunden hat,
während sich dort dieser Vorgang entweder gar nicht oder nur in
geringem Ausmaße bemerkbar macht).
Ueber die Verbreitung der pleistocänen Flugsande auf Mezzo
und Calamotta ist angesichts dessen, daß die beiliegende Detailkarte
genügende Belehrung gibt, nicht viel zu berichten. Aus der Karte
ist auch leicht zu ersehen, daß diese Sedimente, wie das ja bei
äolischen Absätzen nicht anders zu erwarten ist, sehr verschiedene
Höhenlagen einnehmen, Ein großer Teil erhebt sich in seiner Basis
kaum einige Fuß über dem Meeresspiegel. Als der höchstgelegene
erweist sich der kleine Lappen zwischen dem Kastell von Lopud und
dem Polacicagipfel. Er dehnt sich in ungefähr 160 m Seehöhe aus.
Von den eigentlichen Verbreitungsgebieten aus, welche alle,
‘soweit sie nur einigermaßen wichtig erschienen, auf der Karte zur
Ausscheidung gekommen sind, werden nach der Lockerung und dem
Zerfall des Sediments der feine Sand und Staub in der Gegenwart
durch Winde fortdauernd über das ganze Gebirge gestreut. Man
begegnet daher fast überall solchen auf sekundärer Lagerstätte befind-
lichen, rezenten Sandansammlungen. Sie füllen bald da, bald dort
kleinere und größere Ritzen, Spalten und Vertiefungen in dem dolo-
mitisch-kalkigen Felsenboden aus, erreichen aber nirgends eine so weit-
gehende Bedeutung, daß sie bei der Schilderung des geologischen
Baues zu berücksichtigen wären.
Auch auf dem Scoglio San Andrea wurden von mir derartige
ganz kleine Anhäufungen des lockeren diluvialen Flugsandes in den
!) Die Literatur, in welcher diese Bildungen bald ausführlicher, bald kürzer
zur Besprechung gelangen, und die zu nicht geringem Teile im Anschluß daran
auch die mit dem Auftreten besagter Sedimente eng verknüpfte Frage nach der
Entstehung der Adria behandelt, ist so groß, daß ich es für tunlich erachte, hier
von einer Zitierung derselben abzusehen. Nur vier Arbeiten sollen im nachstehenden
genannt werden, die unter anderem deshalb höchst wichtig sind, weil man aus
ihnen nahezu die ganze einschlägige Literatur entnehmen kann. Es sind dies:
G. Stache, Die liburnische Stufe und deren Grenzhorizonte. (Abh. d. k. k. geol.
Reichsanstalt, Wien 1889, Bd. 13,) — M. Kispatic, Der Sand von der Insel
Sansego (Susak) bei Lussin und dessen Herkunft. (Verh. d. k. k. geol. Reichs-
anstalt, Wien 1910) — A. Grund, Beiträge zur Morphologie des dinarischen
Gebirges. (Geogr. Abhandl. her. v. A. Penck, Berlin 1910, Bd. 9, Heft 3.) —
R. Schubert, Die Küstenländer Oesterreich-Ungarns. (Handb. d. reg. Geologie,
Heidelberg 1914, Bd. 5, Abt. 1A). Besondere Hervorhebung verdient hierbei die
Abhandlung von A. Grund. In derselben hat nämlich der leider so früh der
Wissenschaft entrissene, auf dem Felde der Ehre gefallene Autor seine hoch-
interessanten und bedeutsamen Forschungen über die Geschichte des Adriatischen
Meeres in sehr anschaulicher und präziser Art zusammengefaßt. Zur Ergänzung
möchte ich endlich noch drei Publikationen aus der neuesten Zeit erwähnen, die,
da sie erst im Jahre 1914 erschienen sind, in dem von R. Schubert (l. e)
gelieferten Literaturverzeichnisse nicht angeführt werden konnten. Es sind das:
A. Gavazzi, Ueber die vertikalen Oszillationen des adriatischen Meeresbodens.
(Verh. d. k. k. geol. Reichsanstalt, Wien 1914) und folgende zwei Blätter der
geologischen Spezialkarte der im Reichsrate vertretenen Königreiche und Länder
der österreichisch-ungarischen Monarchie im Maßstabe 1:75.000: Blatt Busi (von
H. Vetters) — Blatt Unie—Sansego (von L. Waagen).
[7] Der Bau der Inseln Mezzo, Calamotta und S. Andrea bei Ragusa. 235
Klüften und Löchern der oberkretazischen Kalke und Dolomite be-
obachtet. Hier handelt es sich jedoch gewiß nicht um rezente An-
wehungen. Die Entfernung von den nächsten Landstrecken, den Inseln
Mezzo und Calamotta, ist so groß, daß wir nicht annehmen können,
der Transport sei in der Jetztzeit von dort durch Winde erfolgt. Es ist
nur die eine Erklärung möglich, daß diese Verstreuung noch während
des Pleistocäns aus vielleicht benachbarten, heute vom Meer bedeckten
Regionen stattgefunden hat. Der Scoglio San Andrea liegt nämlich
geradeso wie die Eilande Mezzo und Calamotta noch innerhalb der
90 Meter-Isobathe, also im Bereiche jenes insularen Gebietsstreifens,
der nach den hochinteressanten Forschungsergebnissen A. Grund’s
während der pleistocänen Periode ähnlich wie im Miocän und Pliocän
mit dem dalmatinischen Festland zusammenhing und erst in postglazialer
Zeit durch bruchlose Senkung des ganzen Landes zum großen Teil
von dem von Westen und Süden her eingedrungenen Meere überflutet
wurde, so daß die heutigen Meereskanäle früheren Tälern und tieferen
Depressionen entsprechen. Das scharfe Abschneiden der auf ein Wüsten-
oder Steppenklima in einem Teil des Pleistocäns hindeutenden Flug-
sande an der Küste, das sowohl auf Calamotta als auf Mezzo an
mehreren Stellen sehr schön beobachtet werden kann, ist wie sonst
auch da lediglich auf die Abrasionstätigkeit des Meeres an den
Grenzen der untergetauchten Regionen zurückzuführen.
In dem nördlichsten Teile von Mezzo, wo sich der Vorort Lopuds
San Michele ausdehnt, und auf dem Bergrücken Polughe wurden den
in Rede stehenden Bildungen auch einzelne Lappen eines auf der
Oberkreide übergreifend lagernden Sediments zugerechnet, das von
den äolischen Sanden der übrigen Lokalitäten merklich abweicht und
sich als ein Mischprodukt der Flugsande mit der Terra rossa dar-
stellt. Es handelt sich daselbst offenbar um Terrains, in welchen die
schon größtenteils der Abwehung und Verschwemmung anheimgefallenen
Flugsande auf der Roterde ruhen und wo die Vermischung der Unter-
lage mit den Resten des Deckmaterials eine Folge des auf diesen
Strecken herrschenden intensiven Feld- und Gartenbaues ist.
Nun erübrigt es uns, jene Partien der diluvialen äolischen Ab-
lagerungen etwas näher zu betrachten, die eine Umschwemmung er-
fahren haben und demzufolge eine deutlich ausgeprägte Schichtung
zur Schau tragen, Auf dieselben entfällt vor allem ein sehr großer
Teil des sich an der nordwestlichen Bucht von Mezzo, der Reede
Lopuds, ausbreitenden Lappens und außerdem begegnen wir ihnen
auf der entgegengesetzten Seite im Valle Bisson, wo sich besonders
lehrreiche Aufschlüsse davon auf einer kurzen Erstreckung unmittel-
bar an der Küste der Beobachtung darbieten. Auf der Insel Calamotta
scheinen sie dagegen gänzlich zu fehlen; wenigstens wurden dort bis-
her keine Anzeichen gefunden, die für deren Vorkommen sprechen
würden.
Sämtliche umgeschwemmten Komplexe, welche, nebenbei gesagt,
entweder inmitten der durch Wind zusammengewehten tonigen Sande
oder von oben her frei bloßgelegt liegen, besitzen den gleichen
Habitus. Ueberall herrscht ein Wechsel von grauen, zumeist dünn-
gebankten und nur selten mächtigere Lagen bildenden Sandsteinen
Jahrbuch d. k.k. geol. Reichsanstalt, 1917, 67. Band, 2. Heft. (G. v. Bukowski.) 31
236 | Gejza von Bukowski. [8]
mit umgeschwemmten, stellenweise von mitgerissenem Gehängeschutt
unregelmäßig durchsetzten Sander. Dazwischen nimmt man aber mit-
unter auch Sandschichten wahr, die den Charakter unveränderter,
nicht umgelagerter äolischer Sedimente nicht verleugnen und nur als
solche aufgefaßt werden können.
Was zunächst die Sandsteine betrifft, so hat die Untersuchung
vieler Proben das Resultat geliefert, daß darin, abgesehen von dem
kalkigen Bindemittel, der Kalk stets auch in der Form von Körnern
vorhanden ist, deren Menge variiert und deren Hinzutreten einen
scharfen Unterschied gegenüber dem nicht umgeschwemmten Sediment-
material ausmacht. Hie und da findet man darin als Einschlüsse über-
dies vereinzelte größere eckige Kalk- und Dolomitbrocken. Es kann
wohl kein Zweifel darüber obwalten, daß die Sandsteine nichts anderes
darstellen, als bei der Umlagerung durch strömendes Wasser vom
eisenschüssigen roten Tonstaub gereinigte und dadurch entfärbte
quarzreiche Flugsande, in die erst auf diesem Wege wieder Körner
von Kalk und Dolomit von dem umgebenden Gebirge hineingekommen
sind und welche dann durch Kalk verkittet und verfestigt wurden.
Mit der bezeichneten Entstehungsweise. steht auch die häufige Er-
scheinung im Einklang, daß die Platten eine bald mehr, bald weniger
gekrümmte, vielfach stark gedrehte Gestalt haben oder sich gitter-
artig durchbrochen sowie auch stalaktitenähnlich zeigen.
Bezüglich der mit den Sandsteinen wechselnden umgeschwemmten
Sande wäre hervorzuheben, daß in denselben an manchen Stellen,
wie ich schon früher kurz angedeutet habe, vereinzelt oder in größerer
Anzahl eckige Brocken von Kreidekalk und Dolomit eingestreut vor-
kommen. Das stärkste Ausmaß erreichen solche unregelmäßig verteilte
und auskeilende Anhäufungen scharfkantiger, also gar nicht abgerollter
Kalk- und Dolomitstücke von verschiedener Größe in gewissen Lagen
an der Küste entlang des Nordwestrandes der Bissonbucht. Dort gibt
es auch Bänke, die von diesem ziemlich groben Schutt fast ganz
durchzogen sind. In dem Gebiete von Lopud gehören hingegen selbst
gar nicht auffallende, sehr untergeordnete Einstreuungen besagter
Art zu den Seltenheiten.
Während die umgeschwemmten Partien des an der Bissonbucht
abschneidenden Lappens, soweit sie nur aufgedeckt sind, horizontale
Lagerung aufweisen, kann in dem größten nordwestlichen Verbreitungs-
gebiete unserer diluvialen Bildungen unterhalb des vom Hafen von
Lopud zur Kirche der Madonna da Bisson im Innern der Insel füh-
renden Weges auch flache ursprüngliche Neigung der Schichten be-
obachtet werden.
Der Zeitpunkt der Umlagerung läßt sich innerhalb relativ enger
Grenzen leicht bestimmen. Er fällt keineswegs in die rezente Periode,
sondern ins Pleistocän. Der Umstand, daß die umgeschwemmten Kom-
plexe teilweise inmitten der typischen Flugsande auftreten und daß
sich äolisch gebildete Lagen in dem vom fließenden Wasser abgesetzten
Material eingeschaltet finden, dient meiner Ansicht nach als Beweis
für die zeitlich sehr enge Zusammengehörigkeit beider Arten von
Sediment. Es liegt nahe sich vorzustellen, daß während der in Betracht
[9] Der Bau der Inseln Mezzo, Calamotta und S. Andrea bei Ragusa. 237
kommenden Trockenperiode des Pleistocäns, als auf bestimmten Strek-
ken große Massen von Flugsanden zusammengeweht wurden, zeitweise
plötzliche starke Regengüsse eintraten und daß durch diese die Um-
schwemmung eines Teiles des suba@risch angesammelten Materials
lokal zustande gekommen ist, worauf dann darüber wieder die An-
häufung von Tonstaub und Sand durch Winde ihren Fortgang nahm.
Nach dieser Anschauung dürfte es sich hier also um ähnliche Vor-
gänge gehandelt haben, wie sie sich heute in Wüsten- und Steppen-
gegenden von Zeit zu Zeit abspielen und die in so meisterhafter
Weise von Johannes Walther geschildert worden sind!). Eine
andere Erklärung, die nicht weniger Wahrscheinlichkeit für sich hat
als die eben vorgebrachte und die übrigens mit der letzteren aufs
innigste zusammenhängt, besteht dann in der Annahme, daß die Um-
lagerung direkt in regenreichere Zwischenphasen des betreffenden
Altquartärabschnittes fällt.
Zum Schlusse will ich noch beifügen, daß Fossilien in den plei-
stocänen Flugsanden der Inseln Mezzo und Calamotta außerordentlich
selten zu sein scheinen. Die bisherige Ausbeute beschränkt sich auf
einen einzigen, nicht näher bestimmbaren Knochenrest, welcher in
einer Sandsteinbank bei Lopud, am Fuße der die Ruinen der San
Giovanni-Kapelle tragenden Bergkuppe aufgefunden wurde.
Die Terra rossa bietet nichts dar, was einer besonderen Er-
wähnung wert wäre. Ihre Verbreitung ist, wie schon einmal gesagt
wurde, eine viel geringere als die der zuvor behandelten Abla-
gerungen und sie gelangte auch auf der beiliegenden Detailkarte
gar nicht zur Ausscheidung, weil von jenen Terrains, wo sie allein,
ohne mit den jüngeren Flugsanden vermischt zu sein, auftritt, keines
eine Bedeutung erreicht, die ein solches Vorgehen rechtfertigen
würde.
Eine verschwindend kleine Rolle fällt in dem Aufbaue unserer
Inseln endlich konglomeratischen Bildungen zu, die uns da und dort
bloß in der Form von Kluftausfüllungen entgegentreten. Dieselben
konnten bis jetzt nur auf der Insel Mezzo im ganzen an vier Punkten
im Bereiche der oberkretazischen Kalke und Dolomite konstatiert
werden, und zwar an zwei Stellen der sich von Lopud über den Vor-
ort San Michele gegen den Scoglio Marni€ hin ausdehnenden nörd-
lichsten Region, in der südwestlichen Umrandung der Bissonbucht
nahe der Strandlinie und auf der südwestlichen Seite des Polughe-
Rückens gleich oberhalb des Meeresspiegels. Davon weist nur die
zuletzt genannte Kluftausfüllung größere Dimensionen auf, so daß
mir ihre Eintragung auf der Karte im Gegensatz zu den anderen
Vorkommnissen zweckdienlich erschien. Sie ist von der Brandung
angenagt und zeigt sich infolgedessen zum großen Teil bloßB-
gelegt.
Die durchgehends sehr festen Konglomerate werden durch bald
dichter, bald schütterer zusammengedrängte Rollstücke von Kalk und
!) Johannes Walther, Das Gesetz der Wüstenbildung in Gegenwart und
Vorzeit. 2. Auflage, Leipzig 1912.
Bl
238 Gejza von Bukowski. [10]
Dolomit gebildet, welche hauptsächlich aus oberkretazischen Terrains
stammen dürften und die in einer harten kalkigen Grundmasse
stecken. Das vorwiegend durch Eisenoxyd rotgefärbte Bindemittel
enthält neben dem Kalk auch geringe Quantitäten von Quarzsand
und von Ton. Daß wir es hier mit einer verhältnismäßig jungen
‚Ablagerung zu tun haben, leuchtet wohl auf den ersten Blick ein,
aber ein sicheres Urteil in engeren Grenzen über das Alter läßt sich
wegen Mangels an Versteinerungen und anderen Anhaltspunkten leider
nicht abgeben.
Wien, im September 1915.
Ueber die Eruptionsfolge und die gebirgs-
bildenden Phasen in einem Teile des südöst-
‚lichen Flügels des Barrandiens.
(Ein Beitrag zur Kenntnis der variskischen Gebirgsbildung
in Mittelböhmen.)
Von Dr. Radim Kettner.
Mit 1 Karte (Tafel Nr. III) und einer tabellarischen Uebersicht.
Die bisherigen Besprechungen der tektonischen Verhältnisse
des mittelböhmischen Faltengebirges befassen sich gewöhnlich nur
mit den die Schichtenkomplexe betreffenden Dislokationen und Stö-
rungen; den verschiedenen Eruptivgesteinen aber, von welchen
die Schichten überall durchbrochen werden, ist jedoch bis heute vom
geologisch-tektonischen Standpunkte aus verhältnismäßig nur wenig
Aufmerksamkeit gewidmet worden. Und doch hängen die Eruptionen
der einzelnen Erstarrungsgesteine mit den tektonischen Vorgängen
so eng zusammen, daß die Art ihres geologischen Auftretens und ihr
Alter nur beim gleichzeitigen und gründlichen Studium der Tektonik
richtig aufgefaßt und erklärt werden kann.
Das imposante Ereignis der variskischen Gebirgsbildung äußert
sich in Mittelböhmen nicht nur in der intensiven Zusammenfaltung
der ursprünglich beinahe horizontalen altpaläozoischen Schichten und
in der Entwicklung verschiedener Ueberschiebungen, Längs- und Quer-
störungen, sondern auch in einem heftigen Tiefenvulkanismus,
dessen Intensität im Emportreten und der Erstarrung der ungeheuren
mittelböhmischen Granitmasse ihr Maximum erreicht hat.
Die Differentiation des ursprünglichen Magmas und die Entleerung
des magmatischen Herdes der mittelböhmischen Granitmasse, die sich
in den häufigen Eruptionen verschiedenster Gesteine so klar kundgibt,
erfolgten Hand in Hand mit den einzelnen tektonischen Phasen der
variskischen Gebirgsbildung, so daß es möglich ist, einerseits das
Eintreten der einzelnen tektonischen Störungen durch die Eruptionen
- der Eruptivgesteine relativ ziemlich richtig zu datieren, anderseits
wieder in dem Zeitraume zwischen der Entstehung von zwei unter-
einander verschiedenen Störungen eine Anzahl von Eruptionen zu
interpolieren.
Durch die geologischen Untersuchungen in der Nähe des mittel-
böhmischen Granitmassivs läßt sich leicht nachweisen, daß gewisse
Jahrbuch d.k.k. geol. Reichsanstalt, 1917, 67. Band, 2 Heft. (Dr. R. Kettner.)
240 Dr. Radim Kettner. [2]
Eruptivgesteine (namentlich gilt dies von den Diabasgängen) im
weiteren Gebiete eine gemeinschaftliche Richtung ihres Durchsetzens
konstant behalten. Diese Regelmäßigkeit ist nur dadurch zu erklären,
daß das Aufsteigen der erwähnten Ganggesteine durch ein prä-
existierendes Spaltensystem bedingt worden ist. Die Ent-
stehung der Spalten hängt aber von gewissen, in der Erdrinde sich
abspielenden tektonischen Vorgängen ab, deren Ursache gewiß in der
Faltung der Schichtenkomplexe liegen muß. Einerseits werden die
Schichten durch einen Druck stark zusammengepreßt und zerklüftet,
anderseits wieder entsteht durch zerrende Kräfte ein System von
Klüften und Spalten, welche den beim ersterwähnten Prozesse er-
zeugten „Druckspalten“ als „Zugspalten“ gegenübergestellt
werden können.
Mit einer geologischen Aufnahme des algonkischen Moldau-
gebietes südlich von Königsaal, der Umgebung von Neu-Knin
und Dobrfs, sowie der Prfbramer Gegend beschäftigt, habe ich
immer den außerordentlich häufigen Eruptivgesteinen, welche das
ganze Arbeitsgebiet durchschwärmen, ein besonderes Augenmerk zu-
gewendet. Tiefe Einschnitte des Moldaugebietes und ihrer Zuflüsse,
namentlich die des Kocäbatales, die prachtvolle Aufschlüsse bieten,
haben mir ermöglicht, nicht nur die tektonischen Phasen der ganzen
Gebirgsbildung gründlich wahrzunehmen, sondern auch die gegen-
seitigen Altersverhältnisse der Eruptivkörper genau zu bestimmen.
Der Umstand, daß die Eruptivgesteine eine mannigfaltige geo-
logische Gestalt erkennen lassen, war mir besonders bei der Arbeit
im algonkischen Moldaugebiete sehr willkommen. Bei der bekannten
petrographischen Beschaffenheit des algonkischen Schichtenkomplexes,
welcher in der Regel keine festen Leithorizonte aufweist und aus
diesem Grunde namentlich im Moldaugebiete außerordentlich monoton
erscheint, haben mir die Eruptivgänge manchmal die einzige Grund-
lage dazu geboten, die verwickelten tektonischen Verhältnisse ent-
rätseln zu können.
Abgesehen von den algonkischen effusiven Spilitgesteinen,
welche einerseits ganz vereinzelt bei Zävist und Zäbehlice nächst
Königsaal,. anderseits in der II. Pfibramer Schieferzone sowie
in der NW-Umgebung von DobriS zum Vorschein kommen!) und
bei den Vorgängen der variskischen Faltung sich passiv verhalten,
sind in unserem Gebiete alle übrigen Eruptivgesteine intrusiv und
gehören sämtlich dem gemeinschaftlichen magmatischen Herde des
mittelböhmischen Granitmassivs an.
In bezug auf die Faltung können in unserem Gebiete
zweierlei Eruptivgesteine unterschieden werden. Die einen erweisen
sich als älter als die Hauptfaltung der Schichtenkomplexe, die anderen
— an Anzahl die meisten — fallen in die Periode der Faltung oder
ı) R. Kettner, Tjeber einige Eruptivgesteine im Algonkium des Moldau-
gebietes, Bull. int. der böhm. Akad., Prag 1912; derselbe, Ein Beitrag zur
Kenntnis der geol. Verhältnisse der Umgebung von Königsaal. Verh. d. k. k. geol.
R.-A., Wien 1914; derselbe, Zpräva o geologickych studiich v okoli Dobfise a
Nov6&ho Knina, Sbornik &es. spol. zemövädn& 1915; Fr. Slavik, Ueber Spilite im
Pfibramer Algonkium. Vrba-Festschrift u. Bull. int. der böhm. Akad., Prag 1915.
[3] Eruptionsfolge im südöstlichen Flügel des Barrandiens. 24l
sind jünger als die Faltung. Die erste Gruppe umfaßt nur eine ganz
geringe Anzahl von Eruptivgesteinen.
Zu den alten Eruptivgesteinen zähle ich die Porphyr-
und Porphyritlagergänge des Moldaugebietes sowie die
Diabaslagergänge von Zäb£&hlice und Zävist bei Königsaal.
Die Porphyr- und Porphyritlagergänge kommen hier in zwei vonein-
ander getrennten Gebieten zum Vorschein, und zwar: in einem Streifen
zwischen JiloviSt& und To@nä und in der Gegend zwischen
Mn{fSek und der Moldau bei Davle.
Durch genaue geologische Kartierung in der letztgenannten
Gegend gelang es mir nachzuweisen, daß die dort vorkommenden
Lagergänge vor der Abtragung der Schichten untereinander zusammen-
hingen und eigentlich einen gemeinschaftlichen eruptiven Körper bilden,
welcher die algonkischen Schichten im ganzen nicht quer durchsetzt,
sondern in allen seinen Querschnitten als eine konkordante Einlagerung
im Schichtenkomplexe erscheint. Der Körper besteht aus einem mehr
als 500 m mächtigen zentralen Lagergange, der den bewaldeten Berg-
rücken „Dösina“ zwischen Zahofany und Bojov aufbaut, und
aus zahlreichen kleineren Lagergängen, welche aus dem erwähnten
zentralen Teile als Apophysen fingerartig in den benachbarten Schichten-
komplex hervorgehen ?).
Unter den eruptiven Körpern, ötlhe in eine Schichtenserie
konkordant eindringen, können besonders die Lakkolithen und
die Lagergänge unterschieden werden; zwischen diesen beiden
eruptiven Gebilden existieren graduelle Uebergänge. Die fingerartige
Zerteilung des zentralen Teiles unseres Porphyr- und Porphyritkörpers
in kleinere Lagergänge ist ein charakteristisches Merkmal des Lak-
kolithen und erinnert lebhaft an das bekannte Cross’sche Profil
durch den Lakkolith vom Zederbaumtypus der La Plata
Mnts (Colorado)®). Da die Schichten im Hangenden des zentralen
Teiles nirgend kuppelförmig aufgewölbt erscheinen, was besonders
bei den Lakkolithen vorkommen soll, so kann der Porphyr- und
Porphyritkörper zwischen Mn{Sek und Davle vom geologischen
Standpunkte am besten als eine Uebergangsform vom ein-
fachen Lagergange zum Lakkolithe vom Zederbaum-
typus bezeichnet werden.
Zur Entstehung eines solchen Körpers ist namentlich diese Be-
dingung erforderlich: Die Schichten, in welche das Magma konkordant
eindringen soll, dürfen durch keine Diaklasen gestört werden, so daB
die Schichtenfugen Flächen geringsten Widerstandes bilden. Diese
Bedingung kann aber nur bei den noch nicht gefalteten und
demgemäß horizontal gelagerten Schichten erfüllt sein.
Es mußte also der lakkolithenartige Porphyr- und Porphyritkörper
des Moldaugebietes zwischen Mn{Sek und Davle noch vor dem
Beginne der Hauptfaltung des algonkischen Schichtenkomplexes
2) R. Kettner, Ueber die lakkolithenartigen Intrusionen der Porphyre
zwischen Mnisek und der Moldau. Bull. int. der böhm. Akad., Prag 1914.
®») Whitman Cross, The Laccolitic Mountain Groups of Colorado, Utah
and Arizona, 14 Ann, Rep. U. S. Geol. Survey, II. 1894,
242 Dr. Radim Kettner. [4]
eingedrungen sein. Diese Annahme findet ihre Bestätigung in der
Tatsache, daß der Moldauer lakkolithartige Körper wirklich alle
Phasen der variskischen Gebirgsbildung mitgemacht hat: Er wurde
gefaltet, nach denselben Spaltensystemen, wie die benachbarten
Schichten zerklüftet, von Diabasgängen der NNO-Richtung durch-
brochen und endlich in der NW-Richtung verworfen.
Dasselbe, was hier über den lakkolithenartigen Porphyr- und
Porphyritkörper von Davle gesagt wurde, gilt auch für die Porphyr-
lagergänge des Streifens zwischen JiloviSt& und To&nä. Auch diese
Lagergänge bilden zusammen einen lakkolithenartigen Körper, welcher
mit dem Davle-Mn{iSeker Körper gleichzeitig in den algonkischen
Schichtenkomplex eingedrungen ist. Es scheint, daß die Diabas-
lagergänge, welche südlich von Zäbehlice (im Moldautale) in
der unmittelbaren Nähe der Porphyrlagereänge auftreten und stellen-
weise auch allmähliche Uebergänge in die Porphyrgesteine erkennen
lassen, als Fazies gleichfalls zu diesem nördlichen lakkolithischen
Körper des Moldautales gehören.
Was das Alter der Porphyr-, Porphyrit- und Diabas-
lagergänge des algonkischen Moldaugebietes betrifft, so
bestehen zwei Möglichkeiten. Entweder handelt es sich um selb-
ständige eruptive Körper, welche noch nicht dem magmatischen Herde
des mittelböhmischen Granitmassives entstammen, oder sind es schon
Eruptivgesteine, die, wie alle übrigen, an das gemeinschaftliche Magma-
bassin der mittelböhmischen Granitmasse gebunden sind. Im ersten
Falle stellten uns unsere Porphyre und Porphyrite sehr alte Eruptiva
vor, deren Intrusion in dem ungemein großen Zeitraume zwischen
der Ablagerung der algonkischen Schichten und deren Faltung schwer
zu bestimmen wäre.
Für den Fall, daß die zweite Möglichkeit gelten würde,
was mir sehr wahrscheinlich scheint, ist es notwendig, die Intrusion
der Lagergänge in die Zeit zu verlegen, welche dem Emportreten
des mittelböhmischen Granitmassives schon ziemlich nahe liegt, zu
der aber noch die ursprüngliche horizontale Lage der Schichten er-
halten war. Die Eruption würde dann höchstwahrschein-
lich in das Ende des mittleren Devons oder in den
Beginn des oberen Devons fallen. Es ist ja schon seit langer
Zeit bekannt, daß die oberdevonischen Schichten in Böhmen vollständig
fehlen. Da die jüngsten devonischen Schichten Böhmens (Etage HM)
für die Entstehung in einem seichten Meere und in der Nähe des
Ufers sprechen, so läßt sich dafürhalten, daß die variskische Faltung.
in Böhmen verhältnismäßig sehr früh, schon zu Beginn des oberen
Devons einsetzen mußte.
Wir können demnach die Moldauer Pophyr- und Porphyritlager-
gänge für die Vorboten des Schwarmes von Ganggesteinen halten,
welche zur Zeit der größten tektonischen Umwälzungen aufstiegen ;
ihre Intrusion würde uns dann auch eine gewisse Einleitung zum’
großen und lange dauernden paläozoischen Faltungs- und Eruptions-
prozesse bedeuten.
Bevor wir uns mit den übrigen Eruptivgesteinen im SO-Flügel
des Barrandiens befaßen werden, wollen wir vorerst dietektonische
[5] Eruptionsfolge im südöstlichen Flügel des Barrandiens. 243
Hauptphase der variskischen Gebirgsbildung auf diesen
Stellen in Kürze besprechen. Sie war die intensivste von allen und
wurden bei ihr die ursprünglich beinahe horizontal gelagerten altpa-
läozoischen Schichten teils in NO—SW verlaufende Faltenzüge
gelegt, teils von vielen streichenden Dislokationen betroffen, welche
fast sämtlich den Charakter von Ueberschiebungen besitzen.
Die Bewegung, welche längs der Ueberschiebungslinien während
dieser Phase stattfand, wurde im NW-Flügel des Barrandiens gegen
NW, im SO-Flügel gegen SO gerichtet, so daß daraus ein verhältnis-
mäßig shymmetrischer Bau des Gebirges hervorging ®). Die Ueber-
schiebungen, welche unser Gebiet durchsetzen, sind fast ausnahmslos
als Schollenüberschiebungen aufzufassen; in den meisten
Fällen ist es mindestens sicher, daß sie nicht unter Reduktion des
Mittelschenkels aus Falten hervorgegangen sind. Der faltende Druck
erzeugte schon zu Beginn in den algonkischen und kambrischen
Schichten NO—SW streichende Spalten, nach welchen die einzelnen
Schollen bei der fortdauernden Wirkung des Druckes einseitig ge-
gehoben und gegen SO auf steil nach NW einfallenden Flächen bewegt
wurden.
In der Umgebung von Pfibram gehören zu diesen Längs-
störungen folgende Strukturlinien: 1. Brda-Ueberschiebung (ver-
läuft durch die Längsachse des Slonovec-Rückens nördlich von
Pribram und wird durch das unmittelbare Angrenzen der Tremosnä-Kon-
glomerate mit den jüngsten kambrischen Sandsteinen gekennzeichnet;
sie ist als die Fortsetzung der tieferstehend erwähnten Hrebeny-
Ueberschiebung aufzufassen). 2. Längsstörung des TremosSnä-
Rückens (die Tremosnä-Konglomerate sind hier über die jüngsten
kambrischen Sandsteine überschoben worden). 3. PffibramerLetten-
kluft (das Algonkium der II. Schieferzone liegt über dem Kambrium
der I. Grauwackenzone). 4 Heiligberger Ueberschiebung
(sie verläuft in der Mitte der I. Grauwackenzone mit der Piibramer
Lettenkluft beinahe parallel, vereint sich mit derselben nördlich von
Rosovice und bewirkt das Ueberschieben der „Sädek-Bohutfner“
Grauwacken über den Zug der Tremosnä-Konglomerate, welcher vom
Vojna-Berge bei Narysov über den Heiligen Berg bei Pffbram auf die
Anhöhe „Kamenf“ bei Rosovice fortschreitet) und andere Längs-
störungen innerhalb der I. Grauwackenzone. 5. Dube-
necer Ueberschiebung (die erste Schieferzone ist zwischen
Dubenece und dem Tuskovsky vrch bei Dusniky über die kambrische
Dubenec-Druhlicer-Zone überschoben). Wahrscheinlich ist auch die
Granitgrenze zwischen Osli bei RoZmitäl und DuSniky bei
DobriS von einer vor dem Emportreten des Granites entstandene Längs-
störung prädisponiert. Auch in der nächsten Umgebung von
Jince sind einige Ueberschiebungen desselben Charakters, wie die
Pribramer, zu konstatieren.
In der Gegend zwischen Dobffs und der Moldau lassen sich
insbesondere folgende der Hauptphase angehörenden Längsstörungen
+ Vgl. Fr. Wähner, Zur Beurteilung des Baues des mittelböhmischen
Faltengebirges. Jahrb. d. k. k. geol. R.-A. Wien 1916, pag. 57 et seq.
Jahrbuch d. k. k. geol. Reichsanstalt, 1917, 67. Band, 2. Heft. (Dr. R. Kettner.) 392
244 | Dr. Radim Kettner. [6]
unterscheiden: 1. Hriebeny-Ueberschiebung (sie beginnt
bei der Bilä hut südlich von Cenkov, zieht sich entlang des
südlichen Gehänges des Kuchynka- und des Hrebeny-Rückens bis zu
der Skalka bei MniSsek; die Tremosnä-Konglomerate sind hier über
die Paradoxides Schiefer und die jüngsten kambrischen Sandsteine
überschoben). 2 Pfibramer Lettenkluft (sie dringt nordwestlich
von Dobri$ in das Algonkium und verliert sich bald in demselben).
3. Ueberschiebungen im Kalvarienwalde bei Revnice).
4. Ueberschiebungen im algonkischen Gebiete östlich
von Dobrfs. 5. Die LängsstörungdesKocäbatales zwischen
Neu-Knfn und Stöchovice.
Die Mnf{Sek-Zävistör Längsstörung, welche die Grenze
zwischen dem Untersilur und dem Algonkium bildet und nach welcher
das letzte über das erstere überschoben zu sein scheint ®), gehört
nicht zu den Ueberschiebungen der variskischen Hauptphase, son-
dern zu einer jüngeren Phase der paläozoischon Gebirgsbildung. Der
Sinn der Bewegung, die nach dieser Störung stattgefunden hat, ist
ein yentgegengesetzter (gegen NW). Die Mnisek-Zävister Störung ist
nicht die einzige nach NW gerichtete Ueberschiebung in unserem
Gebiete.
Neben den Längsüberschiebungen gibt es manchenorts
im Barrandien auch streichende Verwerfungen, also Längs-
störungen, nach welchen eine Senkung stattgefunden hat. Diese
streichenden Verwerfungen entstanden nach meiner Ansicht bald nach
der ersten Faltung und der Bildung der Längsüberschiebungen, und zwar
in der Zeit, als der faltende Druck ein wenig nachgelassen hat. Dabei
bewegten sich — wahrscheinlich wegen der Schwere — einige kürzlich
vorher emporgetürmten Teile des Faltengebirges nach abwärts. In
unserem Gebiete gehören zu den streichenden Verwerfungen z. B.
die Bruchlinie des Ostry-Berges nördl. von Jince, die Kozitiner Ver-
werfung, kleinere Verwerfungen innerhalb der I. Grauwackenzone,
Längsverwerfung auf dem Hfebeny-Rücken u. a. Aehnliche Längsbrüche
hat neulich auch mein Freund Odolen Kodym in der Umgebung
von Prag nachgewiesen und ebenfalls in dem Eisensteinbergbaugebiete
von Nu£ic sollen nach der freundlichen Mitteilung des Herrn Berg-
ingenieurs Wenzel Susta solche Brüche vorkommen.
Die genaue geologische Kartierung hat uns bereits gelehrt, daß
die in der ersten Phase entstandenen Faltenzüge und Ueberschiebungen
von zahlreichen quer verlaufenden Störungen betroffen wurden.
Die Längsstörungen scheinen an den Querstörungen gewöhnlich unter-
brochen und verschiedenartig verschoben zu sein, was darauf hinweist,
daß die Querstörungen meistens erst nach der Bildung der NO—SW
verlaufenden Faltenzüge und der Längsstörungen entstehen mußten.
Der Sinn der Bewegungen, welche diese Querstörungen bewirkt haben,
ist verschieden, doch läßt sich schon heute behaupten, daß die wag-
5) Vgl. E. Nowak, Geol. Untersuchungen im Südflügel des mittelböhm.
Silurs. Jahrb. d. k. k. geol. R.-A. Wien 1914.
6) R. Kettner, Ein Beitrag zur Kenntnis der geologischen Verhältnisse der
Umgebung von Königsaal. Verhandl. d. k. k. geol. R.-A. 1914.
[7] Eruptionsfolge im südöstlichen Flügel des Barrandiens. 245
rechten Bewegungen (die Blattverschiebungen) viel häufiger
vorkommen als die lotrechten (die Senkungen oder Hebungen).
Bezüglich des Alters der Querstörungen bin ich der
Meinung, daß sie in allen Phasen der variskischen Gebirgsbildung
nach der Hauptphase entstehen konnten, daß aber manche von ihnen
schon bei der während der Hauptphase sich abspielenden Faltung
angelegt wurden. Die Senkungen scheinen die jüngsten zu sein, da
sie meistens schon zu den letzten Ereignissen der paläozoischen
Gebirgsbildung in Mittelböhmen gehören.
Kehren wir nun zu den Eruptivgesteinen zurück! Die oben
besprochenen Porphyrlagergänge des Moldaugebietes ausgenommen,
die in den algonkischen Schichtenkomplex vor der Hauptphase ein-
gedrungen sind, sind alle intrusiven Gesteine, welche in dem weiten
Landstriche zwischen Pfibram und der Moldau festgestellt werden
konnten, für jünger zu halten, als die während der Hauptphase
stattgefundene Faltung der Schichtenkomplexe des Barrandiens. Sie
durchsetzen die Schichten diskordant und bilden entweder Gänge,
Gangstöcke oder Massive.
Vor allem müssen hier die mächtige eruptive Euler
Zone und die zahlreichen kleinen Diabasgänge des
Moldaugebietes besprochen werden, deren geologisches Auftreten
durch die gemeinschaftliche nordnordöstliche Richtung ge-
kennzeichnet ist. Die Euler Eruptivzone, welche sich von
Radlik über Eule und die Sct. Johannes-Stromschnellen
gegen SSW weit hinter Zivohoust‘“) zieht und die ansehnliche Breite
von 35km besitzt, besteht aus verschiedenen zusammengedrückten
Quarzporphyren, Granitporphyren, Porphyriten und aplitischen Ge-
steinen, sowie aus gepreßten und schieferig gewordenen metamorpho-
sierten Grünsteinen (Lamprophyren). Diese gepreßten und schieferigen
Eruptivgesteine, in manchen Teilen phyllitischen Gesteinen auffallend
ähnelnd, wurden ursprünglich als die Phyllite der Barrande’schen
Etage A erklärt und von J. Krej£i?’) nach dem Orte ihrer typi-
schesten Entwicklung als „Euler Schiefer“ bezeichnet. H. L.
Barvif gebührt das Verdienst durch eingehende mikroskopische
Untersuchungen zum ersten Male nachgewiesen zu haben, daß die
„EulerSchiefer“ größtenteilsnichtsedimentären Ursprungs
sind, wie man früher annahm, sondern den umgewandelten
Eruptivgesteinen entsprechen 3).
64) Auf einer mit meinem Freunde Ing.Dr.Bohuslav Stotes im Frühjahr
1917 unternommenen Orientationstour haben wir festgestellt, daß die Euler Zone
bis etwa zu Vermöfice reicht. Hier ist sie vom mittelböhmischen Granit unter-
brochen, erscheint aber wieder oberhalb Kamyk a. d. Moldau, woher sie bis
in die Mirovicer Gegend südl. von Pribram verfolgt werden kann. Die Gesteine
besitzen hier überall den Charakter der Eruptiva der Euler Gegend und sind
auch hier stark gepreßt und geschiefert, und zwar wieder in derselben Richtung,
wie bei Eule und den St. Johannes-Stromschnellen.
?) Geologie üilli nauka o ütvarech zemskfych etc. Prag 1877, pag. 385.
®) Betrachtungen über die Herkunft des Goldes bei Eule und an einigen
anderen Orten in Böhmen. Archiv für die naturwissenschaftliche Landesdurch-
forschung von Böhmen, Bd. XI, Nr. 1, Prag 1906, pag. 61—68.
32*
_
246 Dr. Radim Kettner. [8]
Geologisch ist die Euler Eruptivzone besonders wegen
ihrer auffallend regelmäßigen Begrenzung gegen das Algonkium inter-
essant. Ihre östliche und westliche Grenze verläuft nämlich in der
NNO-Richtung (hora 1—2), und zwar fast geradlinig. Dieselbe
Richtung weisen auch die kleinen Diabasgänge der nächsten Um-
gebung der Euler Zone und des Kocäbatales unterhalb Neu-
Knin auf. Die Regelmäßigkeit im Verlaufe der in Rede stehenden
Eruptivgänge läßt sich nur mit der Annahme erklären, daß schon
vor der Intrusion der Gesteine der Euler Zone und der Diabasgänge
im algonkischen Schichtenkomplexe ein System von nach NNO strei-
chenden Klüften vorhanden war. Diese Zerklüftung ist in der Tat
auch sehr gut wahrnehmbar, besonders im Kocäbatale unterhalb
N.-Knin, in der Umgebung von St&öchovice und dem Gebiete bei
der Mündung des Säzavaflusses, wo die algonkischen Schichten
überall in der NNO-Richtung sekundär schiefrig geworden sind.
Stellenweise ist die sekundäre Schieferung so imposant entwickelt,
daß die ursprüngliche Schichtung der algonkischen Absatzgesteine
durch dieselbe ganz verhüllt und demzufolge undeutlich geworden ist
und nur durch eine sehr vorsichtige Untersuchung an Ort und Stelle
richtig erkannt werden kann.
Das Einfallen der Flächen, welche der sekundären Schieferung
und Zerklüftung des Euler und Kocäba-Gebietes entsprechen, ist
entweder saiger oder sehr steil nach OSO gerichtet.
Neben dieser Hauptzerklüftung und Hauptschieferung kommen
in unserem Terraine gleichzeitig noch andere Kluft- und Spalten-
systeme zum Vorschein, welche jedoch gegenüber der NNO-Zerklüftung
im Hintergrund stehen und nur eine ganz lokale Bedeutung haben.
Die mehrmalige Zerklüftung des Euler Gebietes und des Flußgebietes
der Kocäba ist besonders in morphologischer Hinsicht wichtig,
weil die einzelnen Richtungen als Grundlagen zur Talbildung dienen ?).
Die NNO—SSW-Zerklüftung verdankt ihre Entstehung einem
ungeheuren Gebirgsdruck, welcher bald nach der Zusammen-
faltung der algonkischen Schichten eintreten und sich in der OSO—
WNW-Richtung fortpflanzen mußte. Im Zuge zwischen Eule und
Zivohoust a. d. Moldau erscheinen die Merkmale der Zerklüftung
am deutlichsten; in der Richtung gegen Westen nimmt die Intensität
des Druckes allmählich ab, so daß die Klüfte der NNO-Richtung je
entfernter von der Euler Zone, desto undeutlicher und spärlicher
zum Vorschein kommen. "Dabei ist die Tatsache beachtenswert, daB
auch die Anzahl der an die NNO-Spalten gebundenen Diabasgänge
gegen Westen auffallend geringer wird.
Es ist nun interessant, daß die Zerdrückung und Schieferung
der Eruptivgesteine der Euler Zone wieder in der NNO-Richtung
geschieht. Es mußte also der Druck, welcher die NNO—SSW-Klüfte
hervorgerufen hat, auch nach der Entstehung der Euler
°) R. Kettner, O priönd bfidliönatosti v oboru vrstev praekambrickych
u Stöchovie a Nov6ho Knina. (Ueber die transversale Schieferung im Bereiche
der präkambrischen Schichten bei Stöchovice und Neu-Knin). „Sbornik“ des böhm.
naturwiss. Klubs, Prag 1911.
[9] Eruptionsfolge im südöstlichen Flügel des Barrandiens. 247
Zone gewirkt haben. H. L. Barv{ir!®) und Jos. FiSer!!) sind bei der
mikroskopischen Durchforschung einiger Gesteine der Euler Zone
zur Erkenntnis gekommen, daß die Gesteine der Euler Zone ihre
parallele Struktur nicht erst nach der Erstarrung erhalten haben,
sondern daß sie auch in der Zeit, zu welcher sie sich noch im
flüssigen Zustande befanden, der Wirkung des „Euler“ Druckes
unterworfen waren.
Die kleinen Diabasgänge des algonkischen Moldau-
gebietes und des Kocäbatales bilden einen Schwarm, welcher
in der Umgebung der Säzavamündung am dichtesten erscheint. Gegen
Westen nehmen sie an Häufigkeit ab, was damit zusammenhängt, daß
auch die NNO-Zerklüftung in den im Westen sich erstreckenden
Gebieten viel undeutlicher entwickelt ist, als im Kocäbatale und in
der Euler Gegend. Es kann nicht bezweifelt werden, daß der Weg
des aufsteigenden diabasischen Magmas durch dieselben orogenetischen
Vorgänge vorbedingt wurde, wie bei der Euler Eruptivzone. Es bleibt
nur die Frage des Verhältnisses der Diabasgänge zu der
Euler Zone und ihres relativen Alters zu lösen übrig. Es
wurde schon oben erwähnt, daß die Diabase den lakkolithenartigen
Porphyrkörper bei Davle durchsetzen. In den prachtvollen Auf-
schlüssen, welche die durchs Säzavatal führende Bahnstrecke oberhalb
Pikovice angeschnitten hat, gelang es mir an mehreren Stellen
nachzuweisen, daß auch die Euler Zone von den Diabasen der NNO-
Richtung durchbrochen wird. Es sind also dieMoldauerDiabase
jünger als die Euler Zone.
Interessant ist, daß auch die Diabasgänge, so besonders im Be-
reiche der Euler Zone und in ihrer unmittelbaren Nachbarschaft,
wieder unanfechtbare Merkmale einer Zerdrückung und Schieferung
in der NNO-Richtung erkennen lassen. Es wurden also auch die
Diabase noch der Wirkung des Euler Druckes unter-
worfen.
Aus dem im vorigen ausgeführten Tatsachen kommen wir zur
Erkenntnis, daß der gebirgsbildende Druck von Eule in der
tektonischen Entwicklung des südlichen Flügels des Barrandiens einen
wichtigen Faktor bedeutet. Es handelt sich bei ihm nicht um eine
ephemere Erscheinung, sondern um einen lange andauernden
tektonischen Vorgang, welcher bald nach der Zusammenfaltung
der Schichtenukomplexe auf dem Schauplatze der das Barrandien
betreffenden tektonischen Umwälzungen in das Spiel eingegriffen hat
und bei dem es allem Anscheine nach während seiner Wirkungsdauer
zu periodisch sich wiederholenden Verstärkungen des Druckes ge-
kommen ist.
Die mutmaßlichen Ursachen der Pressungserscheinungen in der
Euler Gegend werde ich noch tieferstehend zu erklären suchen.
Diabasgänge finden wir ferner in der nächsten Umgebung
von Dobris und in der weiteren Umgebung von Pfibram. In den
ie PT
4 !) Kraj Zuly a povaha sousednich hornin u Vltavy nad Sv. Janskymi proudy.
Sitzungsber. d. kgl. böhm. Ges. d. Wiss., Prag. 1900.
948 Dr. Radim Kettner. [1 0]
beiden Fällen handelt es sich wieder um verhältnismäßig kleine Gänge
von ähnlicher Beschaffenheit und Gestalt, wie bei den Diabasgängen
des Kocäbatales und des Moldaugebietes; nur die Richtung ihres Durch-
setzens ist hier eine abweichende. Sie besitzen nämlich ein nord-
südliches Streichen, welches bei fast allen Gängen der Do-
briSer sowie der Prfibramer Gegend annähernd konstant bleibt.
Bei Dobiis durchdringen die Diabase meist die algonkischen Schichten,
in der Pfibramer Gegend werden von ihnen auch die kambrischen
Ablagerungen häufig durchbrochen.
Die östliche Umgebung von Dobiis stellt uns in gewisser
Hinsicht ähnliche Verhältnisse dar, wie die Euler Gegend. Es kommt
hier nämlich neben den vielen kleinen Diabasgängen auch ein
größerer Gangstock porphyrischer Gesteine zum Vor-
schein, welcher die algonkischen Schichten in derselben Richtung
durchsetzt, wie die Dobiiser Diabase. Der Gangstock baut den die
ganze Umgebung von Dobris und Neu-Knfn beherrschenden Berg-
rücken von Kozi Hory und Besfidka auf und besteht aus Quarz-
porphyren und Porphyriten, die nach Barvir manchen Porphyr-
gesteinen der Euler Eruptivzone verwandt sind 12). Meinem Dafürhalten
nach dürften die Eruptivgesteine der Dobriser Gegend etwa des-
selben Alters sein, wie die Gesteine von Eule: was das Alter
betrifft, würde der Gangstock von Kozi Hory der Euler
Zone, die DobriSer Diabase den Diabasgängendes Koecä-
batales und der Euler Gegend vollständig entsprechen. Nur
sind sie an ein anderes Spaltensystem gebunden.
Die Zerklüftung des algonkischen Gebietes bei Dobris in der
nordsüdlichen Richtung scheint aber anderer Natur zu sein, als die
der Euler Gegend. Während wir es hier häuptsächlich nur mit den
Klüften zu tun haben, die unter der Wirkung eines heftigen Seiten-
druckes zustandegekommen sind, sind die Eruptivgesteine der
DobffSer Gegend an solchen Klüften emporgetreten, welche nicht
in einer seitlichen Pressung des Schichtenkomplexes, sondern vielmehr
in einer Dehnung desselben ihre Hauptursache haben.
Der erste Blick auf die geologische Karte, die ich neulich ent-
worfen habe !3), belehrt uns, daß die Diabase hier einen Schwarm
bilden, welcher in der unmittelbaren Nähe der Stadt DobrisS am
dichtesten ist. Diese Tatsache steht meines Erachtens nach im kausalen
Zusammenhange mit der eigentümlichen Gestaltung der tektonischen
Verhältnisse dieses Gebietes.
Es berühren sich hier zwei verschiedene Streichungsrichtungen
der Schichten. In der nördlichen Umgebung ist ein rein ostwestliches
Streichen entwickelt, die südliche Umgebung dagegen wird von einem
fast nordsüdlichen Streichen der algonkischen Schichten beherrscht.
Die algonkische Scholle mit dem N—S-Streichen der Schichten er-
scheint beiden DobrfSer Teichen über die nördlich davon liegende
ı2, H.L. Barvif, Geologische und bergbaugeschichtliche Notizen über die
einst goldführende Gegend von Neu -Knin und Stöchovic. Sitzungsber. d. kgl. böhm.
Ges. d. Wiss., Prag 1904.
) R. Kettner, Zpräva o geologickych studiich v okoli Dobfise a Noveho
Knina. „Sbornik* Cesk6 spoleönosti zem&vedre, Prag 1915.
11] Eruptionsfolge im südöstlichen Flügel des Barrandiens. 949
und durch das O—W-Streichen gekennzeichnete Scholle überschoben.
Während aber die nördliche Scholle auch in der nächsten Nähe der
Ueberschiebungslinie das O— W-Streichen unverändert beibehält, läßt
die südliche Scholle bei Dobris folgende Anomalien erkennen: Das
nordsüdliche Streichen dreht sich auf der einen Seite (in der Stadt
DobriS und westlich davon) in ein nordwestliches, auf der anderen
(östlich von Starä& Hut) in ein NNO-Streichen, sodaß hier eine
sozusagen fächerartige Anordnung des Streichens der algonkischen
Schichten zutage tritt. Dieselbe ist am deutlichsten an dem Verlaufe
des Grauwackenkonglomerathorizontes wahrzunehmen.
Das Auseinandergehen der algonkischen Schichten bei DobrfS
wirkte selbstverständlich zerrend auf den ganzen Schichtenkomplex,
so daß hier zahlreiche parallele Spalten "entstanden sind, welche
nachher von diabasischem Magma ausgefüllt wurden,
Die Diabase der Piibramer Gegend ähneln in ihrem
Auftreten vollständig den Diabasen von Dobrfs. Sie beschränken
sich jedoch nicht auf einen so geringen Raum wie die letzteren,
sondern durchschwärmen ein viel weiteres Gebiet. Im ganzen behalten
sie eine nordsüdliche Richtung und sind insofern interessant, als sie
bei Pribram gewöhnlich von Erzgängen begleitet werden. Aus
dem Vorkommen der nordsüdlich streichenden Diabas- und Erzgänge
ersehen wir, daß es in dem algonkischen und besonders dem kam-
brischen Gebiete der Pfibramer Gegend zur Bildung zahlreicher
nordsüdlicher Klüfte kommen mußte, welche das Emportreten der
Diabase und der erzbringenden Lösungen erleichtert haben.
Welcher Natur sind nun diese Klüfte? Die beste Belehrung er-
hält man beim eingehenden Studium der prachtvollen und tiefreichenden
Aufschlüsse des Birkenberger Bergbaues. Es ist schon eine alt-
bekannte Tatsache, daß die Prfibramer Diabasgänge mancher-
orts anastomosieren, sich in kleinere Trümmer verzweigen und
wieder zu mächtigeren Gängen vereinen, was nur darin seine Ursache
haben kann, daß die die Eruption prädisponierenden Spalten durch
Zerrung (Dehnung) des Schichtenkomplexes entstanden sind 14). Die
Diabase lassen überdies auch keine Merkmale einer parallelen Struktur
erkennen, so daß man mit gutem Recht annehmen darf, daß die Spalten
eine zeitlang klaffend blieben.
Die Ursache des Umstandes, daß die Erzgänge am häufigsten
die Spalten in den Diabasen selbst oder in ihrer unmittelbaren Nach-
barschaft ausfüllen, ist nicht vielleichtin einerengen gene-
tischen Abhängigkeit der Erzgänge von dem Magma der Diabase
zu suchen, wie man es früher zu tun pflegte, sondern liegt darin,
daß die die nordsüdlichen Spalten erzeugende Kraft
(die Zerrung) auch nach der Intrusion der Diabasgänge
längere Zeit gewirkt hat. Bei dieser postdiabasischen Zerrung
öffneten sich neue Spalten sehr oft auch in denjenigen Stellen, wo
14) Vgl. die Profile in den Arbeiten von Josef Schmid, Montan-geolog.
Beschreibung des Piibramer Bergbau-Terrains etc., herausgeg. im Auftr. des k. k'
Ackerbau-Minist. 1892. Fr. Posepny, Beitrag zur Kenntniss der montan-geolog
Verhältnisse von Pfibram. Arch. f. prakt. Geol, II., 1895.
250 Dr. Radim Kettner. [12]
schon vor der Eruption der Diabasgänge eine Spalte vorhanden war.
Mit anderen Worten heißt das: Die Zerrung erzeugte die neuen
Spalten in den Diabasgängen und in ihrer unmittelbaren Nachbarschaft
und erneuerte auf diese Weise die alten Wunden der Erdrinde,
welche vorher durch Ausfüllung mit dem diabasischen Magma aus-
geheilt worden waren. Daß die Spalten auch während der Bildung der
Erzgänge klaffend waren, bezeugt am besten die manchmal sehr
symmetrische Struktur der Erzänge, die in ihrer Mitte oft noch
Krystalldrusen einschließende hohle Räume hinterlassen. Die Zerrung
dauerte aber noch während der Bildung der Erzgänge an, die durch
dieselbe häufig gestört und in mehreren einander durchsetzenden
Generationen entwickelt sind.
Seit langer Zeit ist es schon bekannt, daß die Diabas- und Erz-
gänge im Birkenberger Reviere sich hauptsächlich nur auf die
kambrischenSchichten beschränken und verhältnismäßig selten
auch in das Algonkium der II. Schieferzone eindringen; meistens
finden sie schon an der Lettenkluft ihr Ende, indem sie hier
auskeilen oder in der Richtung der Lettenkluft ablenken, selten aber
die Lettenkluft durchsetzen. Wie ist diese Tatsache zu erklären?
Sind die Diabas- und Erzgänge an der Lettenkluft abgeschnitten? Es
könnte dann vielleicht die Lettenkluft für jünger gehalten werden
als die nord-südlichen Spalten und die Gänge! Diese letzte Annahme
wäre aber nicht richtig. Es sind zwar an der Lettenkluft auch jüngere
Bewegungen konstatiert worden, welche sich hauptsächlich im Streichen
der Lettenkluft abgespielt haben, dieselben sind aber verhältnismäßig
sehr klein und anderer Natur als jene Bewegüng, welche das Ueber-
schieben des Algonkiums der I. Schieferzone über das Kambrium
der I. Grauwackenzone bewirkt hatte.
Meines Dafürhaltens liegt das Aufhören der Diabas- und Erzgänge
an der Lettenkluft nicht in den tektonischen Vorgängen, sondern in
der verschiedenen petrographischen Beschaffenheit
der beiden an die Lettenkluft anstoßenden Formationen. In den dick-
bänkigen harten und festen kambrischen Grauwacken blieben die bei
der Zerrung des Gebietes entstandenen Spalten lange offen, während
sie in den weichen und nachgiebigeren algonkischen Tonschiefern
meist schon geschlossen waren, als das diabasische Magma oder die
erzbringenden Lösungen aufstiegen.
Es kann nicht bestritten werden, daß unter den Eruptivgesteinen
unseres Gebietes die größte Wichtigkeit dem mittelböhmischen
Granitmassive zukommt. Das Aufsteigen der ungeheuren gra-
nitischen Massen im mittleren Böhmen und im Böhmisch-Mährischen
Hügellande bedeutet in der geologischen Geschichte des böhmischen
Paläozoikums ein ungemein wichtiges Ereignis, dessen präzises Da-
tieren schon lange auf eine befriedigende Lösung wartet. Eine Auskunft
über das Alter der mittelböhmischen Granitmasse gibt uns vor allem
das Studium der Verhältnisse des Granites zu den Nebengesteinen.
Schon lange ist es bekannt, daß die algonkischen und untersilurischen
Schichten in der Nähe des Granites kontaktmetamorph beeinflußt
werden, und daß demgemäß der Granit jünger sein muß als die er-
wähnten Formationen. In jüngster Zeit nimmt man an, daß die Intrusion
[13] Eruptionsfolge im südöstlichen Flügel des Barrandiens. 951
des Granites in den Zeitraum zwischen der Ablagerung der jüngsten
Schichten des Devons (Etage ZH) und der Bildung der böhmischen
Kohlenbecken, am wahrscheinlichsten also in das untere Karbon fällt.
Bei Eule und Neu-Knfn fällt nach Barvir!5) das Emportreten
des Granites in die Zeit der größten tektonischen Veränderungen,
welche den Komplex der Barrandeschen Etagen trafen, also in „die
spätere Devonzeit“.
Obwohl & nicht ausgeschlossen ist, daß in Mittelböhmen auch
ältere (vorkambrische) Granite irgendwo existieren, so wird
heute niemand der Ansicht widersprechen, daß die Intrusion des
größtenTeiles dermittelböhmischen Granitmasse ober-
devonischen bis unterkarbonischen Alters ist und
demgemäß der Zeitepoche der variskischen Gebirgs-
bildung in Mittelböhmen angehört. Das Alter des mittel-
böhmischen Granitmassives können wir freilich nicht mit einer absoluten
Bestimmtheit angeben, ähnlich wie dasjenige der einzelnen das Bar-
randien betreffenden Störungen. Auch scheint das Granitmassiv in
seinen Teilen nicht überall desselben Alters zu sein. Doch lassen sich
die Verhältnisse des Granites zu den einzelnen orogenetischen Phasen
der variskischen Gebirgsbildung gut studieren, wodurch wir erfahren
können, welche von den Störungen älter und welche jünger sind als
das Aufsteigen beziehungsweise die Erstarrung des Granites. Anders
gesagt: es läßt sich bestimmen, welche Position der Granit im
paläozoischen Eruptions- und Faltungsprozesse einnimmt.
Versuchen wir im folgenden diese Verhältnisse in unserem
Arbeitsgebiete, welches sich zu diesem Zwecke besonders gut eignet,
zu lösen.
Das mittelböhmische Granitmassiv berührt zwischen Osli bei
Rozmitäl und DuSniky südlich von Dobf1s teilweise die algon-
kischen Schichten der I. Pfibramer Schieferzone, teilweise die unter-
kambrischen Konglomerate und Grauwacken der Dubenec-Druhlicer
Zone und bewirkt an diesen Gesteinen .eine starke Umwandlung in
Hornfelse, Fleckschiefer u. dgl. Die Begrenzung verläuft hier in der
NO—SW-Richtung beinahe geradlinig und mit den während der Haupt-
phase entstandenen Strukturlinien der Pribramer Gegend (mit der
Lettenkluft etc.) auffallend parallel. Im ersten Momente könnte man
meinen, daß die algonkischen, beziehungsweise kambrischen Schichten
hier den Granit an einer Längsdislokation anstoßen. Da aber am
Kontakte nirgends eine Störung zu beobachten ist, welche mit der
Granitgrenze sich decken und auch den Granit betreffen, sich also
als jünger als der Granit erweisen würde, so läßt sich der parallele
Verlauf der Granitgrenze mit den Längsstörungen der Pffbramer
Gegend nur auf die Weise erklären, daß der Granit hier zu
seiner Begrenzung gegen dasAlgonkium und Kambrium
eine Längsstörung benutzt hat, welche schon vor der
Granitintrusion vorhanden war und wahrscheinlich dieselbe
einen wie die übrigen T,ängsstörungen der Pffbramer Gegend
besaß.
IUE 6.:°1,°8. 196.
Jahrbuch d. k.K&K. geol. Reichsanstalt, 1917, 67. Band, 2. Heft. (Dr. B. Kettner.) 33
959 Dr. Radim Kettner. [14]
Nördlich von Dusniky biegt sich die Granitgrenze gegen Osten
und verläuft in dieser Richtung bis zuBorotice, wo sie sich plötzlich
gegen Norden wendet. Nahe der Wendung befindet sich nördlich von
Borotice, dicht an der Granitgrenze der heute im Betrieb stehende
Libsicer Goldbergbau. Die plötzliche Umbiegung der Granit-
grenze bei Borotice und LibSice nach Norden hat darin ihre
Ursache, daß hier der Granitmassiv einen Ausläufer gegen Knin ent-
sendet. Derselbe stößt in der Stadt Neu-Knin an einer NO—SW-
streichenden (vielleicht auch prägranitischen) Verwerfung an die
algonkischen Schiefer und wird dann in seiner NOÖ-Seite durch einige
Jüngere NW verlaufende Querstörungen von den stark umgewandelten
algonkischen Schichten der Umgebung von Sudovice und Pankov
abgeschnitten. Von hier setzt der Granit gegen NÖ bis zu Slapy
fort und dringt hier lappenförmig in die Euler Eruptivzone ein.
Im Osten der Euler Zone treffen wir zuerst einen schmalen
Streifen umgewandelten algonkischen Schiefers, welcher sich von Chvä-
talka nordöstlich von Eule über Vöelnt Hrädek und Teletin
bis zu der Einschichte Puncochäf bei M&rfn zieht und hier in
die Netvorfice— Neveklauer Phyllitinsel übergeht. Hinter
diesem Streifen stoßen wir wieder auf eine Masse des mittelböhmischen
Granites, welche wir dann bis in die Ricaner Gegend verfolgen können.
Von Pun&ocharf verläuft ihre Grenze über Teletin, Kräany,
Hosteradice, Zampach, den westlichen Abhang des Haltre-
berges bis zu Pohof geradlinig und zwar vollkommen parallel mit
der Begrenzung der Euler Zone; bei Pohor biegt sich die Grenze
nach ONO und setzt dann über Sulice bis zum Dorfe Radimovice
fort, wo sie von einer NW-streichenden Verwerfung plötzlich unter-
brochen und gegen Süden verschoben wird.
Bei der Besprechung des Granites muß hier noch eines wichtigen
Eruptivgesteines, nämlich des Bohutiner Quarzdiorites gedacht
werden. Dieses Gestein kommt in der SW-Umgebung von Pfibram vor
und wurde durch den Bohutiner Bergbau entdeckt. Neuerdings
wurde der Quarzdiorit von B. Sto@es!?) einer detailierten petrographi-
schen Durchforschung unterzogen und es sind noch weitere Angaben
(mehr geologischer. Natur) von demselben zu erwarten. Dieses Tiefen-
gestein bildet eine unregelmäßige Masse (einen Stock), die an der
Grenze zwischen der I. Grauwackenzone und der Il. Schieferzone in
die Schichtenkomplexe eingedrungen ist und zur Intrusion sehr wahr-
scheinlich dig, Pifbramer Lettenkluft benutzt hat. Zwischen Bohutfn
und Vranovice beiRoZmitäl ist in der SW - Fortsetzung der
Priibramer Lettenkluft an den kambrischen sowie den algonkischen
Gesteinen überall eine deutliche kontaktmetamorphe Umwandlung zu
konstatieren, was auf das Vorhandensein eines Tiefengesteines hinweist,
In der Tat gibt es auch zahlreiche Stellen, wo die dioritischen Massen
direkt zutagetreten. Diese dioritischen Massen führen uns über
Vranovice und Sedlice zu dem Rozmitäler Granodiorite
und stehen durch den letzteren mit dem mittelböhmischen Granit-
15) Studien über den Bergbaurevier von Bohutin. Bull. inter, d. böhm. Akad,
Prag 1917.
115] Eruptionsfolge im südöstlichen Flügel des Barrandiens. 253
massive im Zusammenhange. Wir können deshalb den Bohutiner
Quarzdiorit als eine Fazies der mittelböhmischen Granitmasse ansehen,
die bei der Bildung der letzteren nach der Pifbramer Lettenkluft
weiter in das Innere des Barrandiens abgewandert war.
. Schon aus der gegebenen Beschreibung der Granitgrenze läßt
sich gewissermaßen auf das Verbältnis des mittelböhmischen Granit-
massives zu den tektonischen Phasen der paläozoischen Gebirgsbildung
schließen. Wir sehen, daß der Granit in der Zeit emporgedrungen ist,
als die Längsstörungen in unserem Gebiete schon vorhanden waren,
daß er also jünger ist als die Hauptphase der varis-
kischen Gebirgsbildung. Ferner können wir schon jetzt be-
merken, daß manche NW-streichenden Querstörungen den Granit
durchsetzen und demgemäß postgranitischen Alters sind.
Was das Verhältnis des Granites zu der Euler
Eruptivzone betrifft, so ist der Granit sicher jünger als die letzt-
genannte Zone von Eruptivgesteinen. Er dringt in dieselbe ein und
enthält auch losgerissene Schollen der Gesteine der Euler Zone
häufig eingeschlossen (so besonders in der Anhöhe „Na Häjfch“
bei Cim). In demselben Sinne äußern sich auch Barv{fF!6) und
FiS$er!”), denen es gelungen ist, Einschlüsse von den Gesteinen der
Euler Zone im Granite nachzuweisen und mikroskopisch zu unter-
suchen. Mit besonderem Nachdruck muß hier aber betont werden,
daß die Granitmassen des Gebietes, das ich zu begehen Gelegenheit
hatte, überallhypidiomorph und richtungslos, beziehungsweise
porphyrartig erstarrt sind. Nirgends lassen sich Druck-
erscheinungen erkennen, durch welche eine Umwandlung des
Granites in Granitgneis bedingt wäre. Speziell in der Euler Gegend
sind bisher.nirgends Zerdrückungen im Granite vorgekommen, welche
auf die Wirkungen des Euler Druckes hinweisen würden. Die den
Granit durchsetzenden Spalten verlaufen meistens unregelmäßig und
weisen in der Regel keine auffallenden Beziehungen zur NNO-Richtung
auf. Daraus ersehen wir, daß das mittelböhmische Granit-
massiv in der Euler Gegend zu der Zeit zur Erstarrung
kam, in welcher der gebirgsbildende Druck von Eule
schon vollkommen aufgehört hatte.
Wie verhalten sich nun die oben besprochenen
kleinen Diabasgänge der Pfibramer und Dobiffer Gegend sowie
diejenigen des Moldaugebietes zudem mittelböhmischen
Granitmassive? Ich bin der Ansicht, daß sie durchgehends älter
sind. Es wurden bis heute innerhalb der mittelböhmischen Granitmasse
in unserem Gebiete nirgends Diabasgänge angetroffen, welche desselben
Charakters wären, wie die im algonkischen und kambrischen Gebiete
vorkommenden Diabase. In der Umgebung von Eule sowie im Moldau-
gebiete haben wir überdies nachgewiesen, daß die NNO verlaufenden
Diabase manchenorts noch deutliche Merkmale der Wirkungen des
Euler Druckes erkennen lassen. Sie müssen demnach noch vor der
1%) H. L. Barvir, O vyskytu zlata na nekterych dülezitöjsich naleziskäch
Geskfch. Sitzungsber. d. kgl. böhm. Ges. d. Wiss., Prag 1896, S. 22.
a2, Jos Fiser, } c. 12), 8. BT.
33”
254 Dı. Radim Ketiner. [16]
Beendigung des Euler Druckes emporgedrungen sein, während der
Granit, wie wir eben erörtert haben, erst nach dem Aufhören des
Euler Druckes erstarrt ist.
An diese Stelle unserer Ausführungen angelangt, glauben wir
den passenden Augenblick gefunden zwhaben, um das Verhältnis
desmittelböhmischen Granitmassives zurganzen varis-
kischen Gebirgsbildung in Mittelböhmen genauer zu bestimmen
und gleichzeitig auch die Ursachen und die Natur des Euler
Druckes sowie anderer tektonischer Erscheinungen in
unserem Gebiete befriedigend zu erklären. Bevor ich aber diese
Fragen zu beantworten versuchen werde, möchte ich hier eine An-
schauung entwickeln, welche, wie ich meine, zur Erklärung des ganzen
tektonischen Vorganges der paläozoischen Gebirgsbildung wesentlich
beitragen könnte.
Die in Mittelböhmen vorkommenden und im Ganzen NO — SW
streichenden algonkischen und altpalaeozoischen Ablagerungen besitzen
ihre Fortsetzung in Ostböhmen in den algonkischen und altpaläo-
zoischen Gebilden des Eisengebirges!®), sowie in den unter den
Kreideablagerungen der Pardubitzer Elbtalniederung ver-
steckten silurischen Schichten !?). Das Streichen der ostböhmischen
alten Ablagerungen ist nicht NO—SW, wie in Mittelböhmen, sondern
NW-—SO. Es müssen die ostböhmischen algonkischen und altpaläo-
zoischen Ablagerungen also mit den Sedimenten des Barrandiens
einen Bogen bilden, dessen nördlicher Teil, die eigentliche Um-
biegungsstelle der Streichungsrichtung, von den Kreideablagerungen
überdeckt wird und einer direkten Beobachtung entzogen ist. Man darf
aber auf das Vorhandensein eines solchen Bogens mit voller Berech-
tigung schließen. Betrachten wir nur die leichte Krümmung des
Streichens der alten Ablagerungen in der Umgebung von Prag nach
Osten, sowie die Krümmung der Schichten des Eisengebirges im
Elbeteinitzer Sporn nach WNW! Durch die neuesten Arbeiten
K. Hinterlechners°°) in Ostböhmen wurde bereits nachgewiesen,
daß gewisse kohlenstoffhaltige Sedimente silurischen Alters aus dem
westlichen Eisengebirge einerseits mit der moldanubischen Graphitzone,
anderseits mit dem Graphitgebiete an der mittleren Säzava zusammen-
hängen und demnach ein Bindeglied zwischen beiden repräsentieren.
Nach den Arbeiten Hinterlechners läßt sich annehmen, daß
die vergneisten Partien des Böhmisch-Mährischen Hügellandes, soweit
sie sedimentären Ursprungs sind, meist durch die mit der Intrusion
der Granitmassive verbundene Kontaktmetamorphose aus algonkischen
sowie aus altpaläozoischen Ablagerungen entstanden sind, die wahr-
18) J. Krej&i u. R. Helmhacker, Erläuterungen zur geologischen Karte
des Eisengebirges. Archiv der naturwiss. I,andesdurchforschung von Böhmen,
V. Bd, 1882.
19) J. J. Jahn, Basalttuff-Breccie mit silurischen Fossilien in Ostböhmen.
Verhandl. d k. k. geol. R.-A., Wien 1896.
20) Ueber metamorphe Schiefer aus dem Eisengebirge in Böhmen. Verhandl.
d. k. k. geol. R.-A., Wien 1915. Nr. 15, und Geologische Mitteilungen über ost-
böhmische Graphite und ihre stratigraphische Bedeutung für einen Teil «es
kristallinen Territoriums der böhmischen Masse. Verhandl. d. k. k. geol. R.-A.
1911, Nr. 16.
[117] Eruptionsfolge im südöstlichen Flügel des Barrandiens. 955
scheinlich ursprünglich in demselben Meere sedimentiert wurden, wie
die Schichten des Barrandiens und diejenigen des Eisengebirges.
Diese Annahme findet ihre Bestätigung einerseits in dem Vorkommen
der noch nicht metamorphosierten altpaläozoischen Grauwacken und
Schiefer innerhalb des kristallinen Gebietes der Umgebung von
Deutschbrod (besonders bei Pfibyslav) ?!) und von Iglau °?), ander-
seits auch in der Tatsache, daB in den dem mittelböhmischen Granit-
massive aufgelagerten „phyllitischen Inseln“ unzweifelhafte
algonkische und altpaläozoische Gebilde erkannt wurden, die, was
ihre fazielle Ausbildung betrifft, den Ablagerungen des Barrandiens
beinahe gleichen.
Ferner haben uns die Untersuchungen Hinterlechners
gezeigt, daß das Streichen der gefalteten Gneiskomplexe im Böhmisch-
Mährischen Hügellande mehrmalige bogenförmige, beziehungsweise
sigmoidale Umbiegungen erfahren hat°?). Für uns ist besonders
das Gebiet zwischen Deutschbrod und Uhlirske Janovice
(Kohljanovie) beachtenswert, wo die Gmeiskomplexe ähnliche und im
ganzen gleichsinnige Umbiegung mit derjenigen aufweisen, die für die
Verbindung der Ablagerungen des Barrandiens mit den ostböhmischen
altpaläozoischen Gebilden von uns angenommen wird.
Nach den im vorigen auseinandergesetzten Betrachtungen können
wir die Ansicht vertreten, daß das vergneiste Böhmisch-
Mährische Hügelland, das Eisengebirge inbegriffen,
mit dem Barrandien ein einheitliches tektonisches
(und vielleicht auch stratigraphisches) Ganzes vorstellt, für dessen
Entwicklung dieselbentektonischen Gesetze und dieselben
tektonischen Phasen gemeinschaftlich gelten werden.
Im vergneisten Gebiete des Böhmisch -Mährischen Hügellandes
nimmt Hinterlechner besonders diese zwei Phasen an): a) „die
eigentliche Faltung, also die Bildung eines Systems von Syn-
und Antiklinalen und 5) die spätere bogenförmige, beziehungs-
weise sigmoidale VerbiegungdiesesFaltensystems(sub «).
Der letztere Prozeß wurde zumindest vornehmlich von Eruptionen
begleitet“. Die Ursache der während der zweiten Phase entstandenen
Verbiegungen der Faltensysteme liegt nach Hinterlechners Er-
klärung am wahrscheinlichsten in der Einwirkung des karpathischen
Bogens auf die östlichen Partien der böhmischen Masse. Selbstver-
ständlich dürfte diese Einwirkung in die paläozoische Zeit fallen und
ist der variskischen Faltung der Karpathen zuzuschreiben.
Der Druck, welchem die Schichtenkomplexe ihren bogenförmigen,
respektive sigmoidalen Verlauf verdanken, wirkte im ganzen quer
zur Richtung des während der I. Phase sich fortpflanzenden Faltungs-
®') K.Hinterlechner, Geologische Spezialkarte der österreich. Monarchie,
Blatt Deutschbrod (Zone 7, Kol. XIII) und Geologische Verhältnisse im
Gebiete des Kartenblattes Deutschbrod, Jahrb. d. k. k. geol. R.-A. 1907, S. 262.
22) Geologische Spezialkarte der österreich. Monarchie, Blatt Iglau (Zone 8,
Kol, XIII} und Vorlage des Spezialkartenblattes Iglau, Verhandl. d. k. k. geol.
R.-A., Wien 1910, Nr. 16.
#8) Geologische Mitteilungen über die ostböhm, Graphite etec., 1. c. ?°).
#9 1.0.2), 8.879.
256 Dr. Radim Kettner 1 8]
druckes. Da es dabei zu einer großen Raumverkürzung der
Erdkruste gekommen ist, die nur bei einem Faltungsvorgange möglich
ist, möchte ich die zweite Phase Hinterlechnersals die der
Querfaltung bezeichnen. Diese Verkürzung der Erdkruste war
aber anderer Natur als diejenige, welche bei der ersten Phase statt-
gefunden hat. Die Querfaltung hat nämlich schon gefaltete
Schichtenkomplexe angetroffen, die keine größere Faltung mehr
in entgegengesetzter Richtung vertrugen. Deshalb besitzen die bei
der Querfaltung entstandenen Falten nur eine lokale Bedeutung und
sind wegen ihrer Beschaffenheit von den bei der ersten Phase ent-
standenen Falten sofort zu unterscheiden. Das Hauptresultatder
Querfaltungsphase bestand nach meiner Ansicht darin, daß
der durch die bei derl. Phase erzeugten Faltensysteme
sebildete TeilderErdkruste alsein Ganzes windschief
seworden ist. Der bogenförmige, beziehungsweise sigmoidale
Verlauf der Faltenkomplexe ist nicht etwa auf die Weise zu erklären,
daß die ursprünglich geraden Faltenstränge durch die Querfaltung wie
ein Stock horizontal verbogen wurden; vielmehr handelt es sich bei
den „Bögen“ und „Sigmoiden“ um tiefe Aufschlußbilder
der bei der Querfaltung erzeugten windschiefen Fläche, die nach der
Beendigung der variskischen Gebirgsbildung in Böhmen von einer
riegigen Abtragung betroffen wurde (um die Schnittlinien der wind-
schiefen Fläche mit der Erdoberfläche).
Die bei der Querfaltung vorsichgegangene Raumverkürzung der
Erdkruste hat meistens dazu beigetragen, daß einige Komplexe
gsewölbeartig gehoben wurden und sich auch von ihrer Unter-
lage abgelöst haben. Hand in Hand mit der Hebung der Kruste
drangen von unten in die sich bildenden Hohlräume granitische
Massen ein, welche den unter der sich ablösenden Erdkruste ent-
stehenden Massendefekt auszugleichen hatten.
Die Graniteruptionen im Böhmisch-Mährischen
Hügellande und im mittleren Böhmen fallen demnach
mitdenbeider Querfaltungentstehenden Verbiegungen
der Erdkruste ungefähr in dieselbe Zeitepoche. Dabei
hat die Querfaltung wahrscheinlich die Graniteruptionen begünstigt,
ohne sie jedoch direkt zu verursachen.
Alle bei der Querfaltung auftretenden Druck- und Spannungs-
erscheinungen haben sich nur auf die gewölbeartig oder windschief
sich verbiegende feste Erdkruste beschränkt, während sich darunter,
in den noch glutflüssigen granitischen Massen eine neutrale, fast span-
nungslose Zone befand. Auf diese Weise läßt sich erklären, warum
die Granitmassen überall richtungslos erstarren konnten. Dabei muß
aber immer die Eruptionsphase des Granites von der Erstar-
rungsphase gut unterschieden werden. Während die Eruption noch
in die Phase der Querfaltung fällt, hat die Erstarrung der Granit-
massen erst später, wahrscheinlich erst nach der Beendigung der
mit der Querfaltung zusammenhängenden Druckerscheinungen statt-
sefunden. ’
Kehren wir jetzt zu unserem Arbeitsgebiete zurück! Die Bildung
der NO—SW streichenden Faltenzüge und der nach SO gerichteten
[19] Eruptionsfolge im südöstlichen Flügel des Barrandiens. 357
Ueberschiebungen scheint im Ganzen mit der erstenPhase Hinter-
lechners übereinzustimmen. Wir wollen diese Phase als die der
Hauptfaltung bezeichnen.
Der bogenförmige Verlauf der unter der Kreide zusammen-
hängenden alten Ablagerungen des Barrandiens und des Eisengebirges
ist als Resultat der Querfaltung aufzufassen und dürfte sich in
ungefähr derselben Zeit gebildet haben, wie der Verlauf der die ost-
böhmischen Bögen und Sigmoiden bildenden Faltenstränge. Unser Gebiet
liegt im Inneren dieses mittelböhmischen variskischen
Bogens. Auch dann, wenn wir diesen Bogen nur als Aufschlußbild der
bei der Querfaltung erzeugten windschief verbogenen Fläche betrachten
wollen, müssen wir notwendig im Inneren des Bogens die gröbten
Druckerscheinungen voraussetzen — es bedeutet ja die Qnerfaltung
doch eine Raumverkürzung der Erdkruste — und in der Tat finden
wir auch in unserem Gebiete prachtvolle Beispiele der Zerdrückungen
sowie solcher Erscheinungen, welche @ine Raumverkürzung bezeugen.
Es gehört hierher vor allem der oben eingehend und mehrmals be-
sprochene Euler Druck, welcher den Eruptivgesteinen der Euler
Zone eine parallele Struktur eingeprägt und .die prachtvolle sekundäre
Schieferung und die weitgehende Zerklüftung der Gesteinskomplexe
der Euler Gegend sowie des Kocäbagebietes in der NNO-Rich-
tung bewirkt hatte.
Die Raumverkürzung der Erdrinde beweisen ferner auch einige
Längsüberschiebungen unseres Gebietes, die, trotzdem sie im
SO-Flügel des Barrandiens vorkommen, nicht gegen SO, sondern
nach NW gerichtet sind. Diese Ueberschiebungen sind besonders
durch die große ZävistörLängsstörung repräsentiert, nach welcher
die algonkischen Komplexe im Raume zwischen Mn{Sek und Kundra
tice über die untersilurischen Ablagerungen überschoben wurden ?).
Längs der Störungslinie verlieren sich nacheinander die einzelnen
Stufen des Untersilurs: d,ß, d,y und d,. Bei Zävist gegenüber König-
saal erscheint die Ueberschiebung am deutlichsten, denn hier sind auch
die Drabover Quarzite (d,) aus dem Profile vollkommen ausgefallen.
Die alte Ansicht, daß die Zävistör Ueberschiebung uns eine
Fortsetzung der Prfibramer Lettenkluft vorstellt, findet in
den neuesten Aufnahmen des Verfassers keine Bestätigung. Sie
ist ganz selbständig und jünger als die Lettenkluft, bei
der überdies auch die Richtung der Bewegung eine andere ist (nicht
nach NW, sondern nach SO). Die Lettenkluft verliert sich vollkommen
im Waldgebiete östlich vom LipfZer Tale bei Dobris, die Zävister
Störung dagegen beginnt erst zwischen Kytin und MnfSek an der
Grenze des Algonkiums gegen das Kambrium.
Wir haben schon oben erwähnt, daß die Zävister Ueberschiebung
nicht die einzige in unserem Gebiete ist, bei welcher die Schichten
nach NW bewegt würden. Eine ähnliche Ueberschiebung habe ich unter
anderen besonders beim Dorfe Libeü (NW von Eule) nachgewiesen, die
einen deutlichen Ausdruck in dem Tälchen findet, welches vom Pytlik-
Teiche zum Dorfe Okrouhlo führt. Prachtvoll aufgeschlossene nach
Vgl. R. Kettiner, ]. e. ®).
258 Dr. Radim Kettner. 120]
NW gerichtete Ueberschiebungen findet man weiter im Tale Prfdoli
zwischen Slivenece und Velkä Chuchle (Groß-Kuchelbad), wo
von ihnen die obersilurischen und devonischen Schichten betroffen
wurden. Auch die Umgebung von DobfYfs zeigt mehrere nach NW
gerichtete Ueberschiebungen ?), sowie auch eine größere Ueber-
schiebung, bei der die eine Scholle über die andere im ganzen nach
N bewegt wurde (siehe darüber oben bei der Besprechung der Dobriser
Diabasgänge).
Ungemein lehrreich für unsere Betrachtungen ist das Kocäba-
gebiet zwischen Neu-Knifn und Stöchovice. Das Tal der
Kocäba folgt unterhalb der Stadt Neu-Knin einer Störung, nach
welcher die am linken Ufer sich erstreckenden algonkischen Schichten
über diejenigen des rechten Ufers (also nach SO) überschoben wurden.
Nun gelang es mir auf mehreren Stellen nachzuweisen (so besonders
unterhalb Malä Letice), daß die algonkischen Schichten hier auch
kleine, nach NW überkippte Falten und lokale, nach NW gerichtete
Ueberschiebungen aufweisen, die sich sämtlich. als jüngere Erschei-
nungen als die nach SO gerichtete Hauptüberschiebung des Kocäba-
tales erweisen. Aehnliche kleine (Schollen-)Ueberschiebungen erkennt
man auch in den steilen Gehängen der tiefen Täler bei der Mündung
der Kocäba in die Moldau. »Die interessante Tatsache, daß nämlich
diese kleinen Störungen sehr oft dasselbe Streichen (nach NNO), wie
die Hauptzerklüftung und Schieferung des Kocäbagebietes und der
Euler Gegend besitzen, führt mich zur Ansicht, daß die vom Euler
Drucke erzeugte Zerklüftung und die weitgehende
sekundäre Schieferung des Gebietes in dieselbe Zeit
mit der Bildung der nach NW gerichteten Ueberschie-
bungen fällt und eigentlich auf einegemeinschaftliche
Ursache zurückzuführen ist. Die Ursache liegt offenbar in der
Querfaltung der Faltenkomplexe des Barrandiens.
Wir kommen jetzt zur Besprechung der tektonischen und
vulkanischen Erscheinungen der paläozoischen Gebirgsbildung,
die sich erst nach dem Emportreten, respektive der Erstar-
rung der mittelböhmischen Granitmasse abgespielt haben.
Im Vergleiche mit den früheren Eruptionen und Störungen handelt
es sich bei den postgranitischen Erscheinungen vorwiegend nur um
Vorgänge untergeordneter Bedeutung, eigentlich nur um die Nach-
klänge des großen paläozoischen Eruptions- und Faltungsprozesses.
Es sind nach der Erstarrung des Granites keine Faltungen mehr
zu konstatieren und nur die Entstehung dertransversalenBrüche
läßt uns erkennen, daß nach den vorhergehenden großen tektonischen
Umwälzungen in der Erdrinde noch kein besonderes Gleichgewicht
geherrscht hat. Von den transversalen, NW bis NNW streichenden
Störungen, die, wie wir schon oben betont haben, nicht einheitlichen
Alters sind, sondern seit der tektonischen Hauptphase sich zu jeder
Zeit der variskischen Gebirgsbildung bilden konnten, erweisen sich die
den mittelböhmischen Granit durchsetzenden sämtlich als Senkungs-
brüche. Die Anlage der postgranitischen Brüche liegt wahrscheinlich
») Vgl. R. Ketiiner, 1. c. 9),
[21] Eruptionsfolge im südöstlichen Flügel des Barrandiens. 259
in der Erstarrung der großen mittelböhmischen Granitmasse, denn
durch die beträchtliche Zusammenziehung der granitischen Massen,
die dabei erfolgte, wurde auch eine große Verkleinerung der die
Granitmasse umhüllenden Komplexe verursacht.
D ese jungen Querstörungen lassen sich besonders durch die
Kartierung der Grenzen des mittelböhmischen Granitmassives erkennen;
man stößt hier oft auf plötzliche Unterbrechungen der Granitgrenze,
die durch die postgranitische Senkungsbrüche verursacht sind. Schöne
Beispiele solcher Störungen bietet uns die östliche Umgebung
von Pfibram, wo bei Häje und Bytiz die Granitgrenze mehrmals
von den NW streichenden Verwerfungen unterbrochen wird. Auch in
der NO-Umgebung von Neu-Knifn, so besonders bei DraZetice
(südlich von Neu-Knin), dann bei Sudovice und Pankov, lassen
sich große postgranitische Querstörungen nachweisen, welche hier
bewirkt haben, daß eine Scholle von metamorphosierten algonkischen
Schiefern am Rande des Granitmassives in den Granit eingesunken
ist. Postgranitische Querstörungen kommen ferner in der Umgebung
von Ri&any deutlich zum Vorschein, wo sie namentlich bei Radimo-
vice auffallende Unterbrechungen der Granitgrenze verschuldet haben.
Die ganze erste Pifibramer Grauwackenzone er-
scheint nach einer großen, über das Dorf Vranovice nach NW
streichenden Verwerfung gegen den RozZmitäler „Granitaus-
läufer“ abgesunken zu sein und ähnlicher Natur dürften auch die
Verwerfungen sein, welche das kambrische Brdygebirge im SW gegen
das Algonkium der Blovicer und Miröschauer Gegend ab-
trennen.
Obwohl das Gebiet des mittelböhmischen Granitmassives bisher
noch keine neuere detaillierte geologische Aufnahme aufweisen kann ® ©),
so läßt sich doch mit voller Berechtigung behaupten, daß es inner-
halb dieses Gebietes mehrere NW bis NNW streichende Querstörungen
gibt, welche auch den Granit durchsetzen würden. Betrachten wir zum
Beispiel nur auf der Spezialkarte die plötzlichen Veränderungen des
Flußlaufes der Säzava im granitischen Gebiete östlich von Eule,
besonders die bei Poffdt, Zboreny Kostelec und Teinitz an
der S., bei Krhanice, Kamenny Pfrivoz, bei Luka-Mednik
u. a. und vergleichen wir gleichzeitig dabei diese Richtungen mit der
Begrenzung der dem Granite aufgelagerten „Phyllitinseln“! Ein
geübtes, der richtigen genetischen Anschauung fähiges Auge erkennt
sofort, daß die erwähnten Richtungen den postgranitischen
Querstörungen entsprechen, nach welchen die Schieferschollen
— die letzten Reste eines ehemaligen die Granitmassen umhüllenden
Schiefermantels — in den Granit eingesunken sind. Nur diesen Brüchen
haben die Phyllitinseln zu verdanken, daß sie vor der Abtragung
geschützt wurden und sich bis in die jetzige Zeit erhalten haben. In
dieser Ansicht bestärken mich meine Beobachtungen im Gebiete zwischen
264) In der neuesten Zeit ist das Gebiet der mittelböhmischen Granitmasse
östlich und südöstlich von Pfibram einer überaus detaillierten geologischen Auf-
nahme von Ing. Dr. Boh. Stoödes in Pfibram unterzogen worden. Ich verweise
hier auf seine Ergebnisse, die in kurzer Zeit zur Veröffentlichung kommen sollen,
Jahrbuch d. k.k. geol. Reichsanstalt, 1917, 67. Band, 2. Heft. (Dr. R. Kettner.) 34
960 Dr. Radim Kettner. [22]
den Sct. Johannes-Stromschnellen und Netvofice, wo ich
solche Störungen durch die geologische Aufnahme konstatieren konnte.
Namentlich ist hier der Verwerfung zu gedenken, die von Teletin
nach SSO über Vysoky Üj ezd und das westliche Gehänge des
Holy-Berges (Kote 516) zur Einschichte SträZovna verläuft und
eine scharfe Westbegrenzung der Netvoricer Phyllitinsel gegen
den Jablonä-Dalesicer Granitausläufer verleiht.
Zu den vulkanischen Erscheinungen, welche der Er-
starrung des Granites gefolgt sind, gehören teilweise die Eruptionen
verschiedener Ganggesteine, teilweise die Bildung der an den
magmatischen Herd der mittelböhmischen Granitmasse gebundenen
Erzgänge. Die postgranitischen Ganggesteine beschränken sich
hauptsächlich auf das Granitgebiet und dringen nur selten auch in
die benachbarten Schichtenkomplexe ein.
Außerhalb des Granitmassives pflegt man am häufigsten noch
den Minette- und Kersantitgängen zu begegnen. Die Stellung
der Minetten im Gefolge der mit der variskischen Gebirgsbildung
verbundenen Eruptivgesteine ist noch nicht überall klargelegt. Obwohl
die Minetten und Kersantite manchenorts den Granit durchsetzen
(Milesov, Horni LiSnice kei Kamaik a. d. Moldau, Stare hory
bei Byt{z östlich von Pffbram) und so ein jüngeres Alter als
der Granit verraten, so scheint es dennoch nicht ausgeschlossen
zu sein, daß manche Minetten in unserem Gebiete auch älter sein
können. Nach J. Schmid?) dürfte der im Lillschachte bei
Pribram angetroffene Minettegang älter sein als der Grünstein. Inwie-
weit diese Angabe Schmids richtig ist, muß dahingestellt bleiben,
da der Lillschacht schon lange verlassen und das Minettevorkommen
deswegen unzugänglich ist. Was mich betrifft, möchte ich den Angaben
Schmids nie viel Vertrauen schenken, da ich mich schon genügend
von dem geringen Werte der Schmid’schen Arbeit überzeugt habe. —
Eine Minette ist auch aus dem August-Schachte bei Drkolnov
bekannt, die hier die kambrischen Schichten in der östlichen Richtung
durchsetzt und vor Jahren von K. Vrba°®) als Augit-Minette be-
schrieben wurde.
Mehrere Minetten sind aus dem Moldaugebiete oberhalb
Königsaal bekannt. Das Verhältnis dieser Eruptivgesteine zu dem
mittelböhmischen Granitmassiv ist auch hier noch nicht befriedigend
aufgeklärt, da die Minetten sich ausschließlich nur auf das außer-
granitische Gebiet beschränken. Es ist mir noch nirgends gelungen,
einen Minettegang auch in dem Granite der nächsten Umgebung der
St. Johannes-Stromschnellen zu finden. Die Minetten streichen hier
gewöhnlich NW bis NNW und durchdringen nicht nur die algonkischen
Schichten (zum Beispiel linkes Moldauufer südlich von Zäb&hlice®®),
ar) L.e. 7), 20 0nd 32,
?*, Die Grünsteine des Pfibramer Erzrevieres. Jahrb. d. k. k. geol. R.-A.,
Wien 1877.
»») B. Mächa, OÖ Zilnych horninäch od Zabe&hlic a diabasu od Hodkovicek.
Sitzungsber. d. kgl. böhm. Ges. d. Wiss., Prag 1900.
[23] Eruptionsfolge im südöstlichen Flügel des Barrandiens. 261
Jarov°®), Brunsov°!), „Na buku“32), oberhalb Stöchovice, Eisen-
bahnstrecke zwischen Mokrovraty und N.-Knfn-Hrfastice beim
km 6'933), Säzavatal unterhalb Pikovice u. a. a. O.), sondern auch
die Euler Eruptivzone (St. Johannes-Stromschnellen, Säzava-
tal oberhalb Pikovice, Zampach bei Eule etec.). Auf einer Ex-
kursion, die ich im Frühjahr 1915 gemeinschaftlich mit dem Herrn
Prof. Dr. Fr. Slavfk unternommen habe, haben wir im Einschnitte
der Säzavabahn gegenüber dem Mednik-Berge (km 25'1—25'2)
einen ungemein lehrreichen Aufschluß entdeckt: ein NNO streichender
Diabasgang durchsetzt hier die Gesteine der Euler Zone und wird
zugleich in der NNW-Richtung von einem Minettegange durchbrochen.
Der Aufschluß belehrt uns, daß unter den Gesteinen, welche im
Moldaugebiete das außergranitische Territorium durchsetzen, die
Minetten am jüngsten sind.
Von den Eruptivgängen, welche den mittelböhmischen Granit in
unserem Gebiete durchsetzen und so die Spaltungsprodukte des nach
der Erstarrung des Granites übriggebliebenen magmatischen Restes
vorstellen, sind besonders Diorite (Quarz-)Porphyrite und
Aplite (bzw. auch Pegmatite) zu erwähnen. Sie kommen hier vor-
nehmlich als kleine, nicht besonders lange Gänge, seltener auch als
kleinere Stöcke vor. Ihre Verbreitung im Granitmassiv ist keine
gleichmäßige. Sehr oft bilden sie dichte Schwärme. In jedem dieser
Schwärme ist bei den Eruptivgängen gewöhnlich eine bestimmte Durch-
setzungsrichtung zu beobachten, was darauf hinzuweisen scheint, daß
auch im Granit die Eruptivgänge an ein bestimmtes Spaltensystem
gebunden sind. So zeigen die kleinen Dioritgänge im granitischen
Gebiete zwischen Slapy und Neu-Knin eine ONO-Richtung.
Außerordentlich interessant ist das Granitmassiv östlich von
Prfibram (besonders bei Bytiz), wo in ihm zahlreiche Eruptivgänge
nachgewiesen worden sind. Die Diorit- und (Quarz-) Porphyrit-
sänge dieses Gebietes besitzen teilweise eine O — W-, teilweise
eine NW — SO-Richtung und sind als gleichzeitige Spaltungs-
produkte aufzufassen; es wurden allmähliche Uebergänge zwischen
den Dioriten und den bis 1 cm große Quarzdihexaeder einschließen-
den Porphyriten beobachtet. Auch sind hier Beispiele der gemischten
Gänge vorgekommen, bei denen das Innere aus quarzreichem Por-
phyrit, die Ränder aus Diorit bestanden. — Obwohl die erwähnten
Gänge den unmittelbaren Rand des Granites durchsetzen, beschränken
sie sich ausschließlich auf den Granit und dringen nur äußerst selten
auch in die benachbarten kambrischen und algonkischen Komplexe
®) J. Krejöi und R. Helmhacker, Erläuter. zur geol. Karte der Umg.
von Prag. Archiv für die naturwiss. Landesdurchforsch. v. Böhmen, IV. Bd., 1880,
pag. 201.
») J. Klvana, Notizen über einige Gesteinsarten Böhmens. Sitzungsber.
d. kgl. böhm. Ges. d. Wiss., Prag 1881.
2) Em. Boficky, Petrolog. Studien an den Porphyrgesteinen Böhmens;
beendet von J. Klvana. Archiv für die naturwiss. Landesdurchforsch. v. Böhmen.
Prag 1882.
s) R. Kettner, |. c. 1°),
34*
262 Dr. Radim Kettner. [24]
ein. Dieser Umstand gibt uns Veranlassung zur Meinung, daß das
Emporsteigen der Eruptivgärge hauptsächlich an den Spalten erfolgte,
die sich bei der Abkühlung der Granitmassen gebildet haben und
deshalb als Kontraktionsspalten bezeichnet werden können.
Das interessante Gebiet in der Umgebung von Bytiz wird bald von
meinem Freunde Ingenieur Dr. Boh. Sto&es beschrieben werden,
so daß ich hier in den Einzelheiten auf die Resultate seiner Arbeit
hinweisen kann.
Die Aplite (bzw. Pegmatite) gehören zu den jüngsten
postgranitischen Eruptivgesteinen. Sie kommen sehr häufig am
unmittelbaren Granitrande vor und entsenden kleine Adern auch in
die den Granit umgebenden Sedimente. Sehr oft wurde beobachtet,
daß sie auch die postgranitischen Diorit- und Porphyritgänge
durchsetzen.
Die letzten Erscheinungen des paläozoischen Eruptionsprozesses
in Mittelböhmen sind durch zahlreiche Erzgänge repräsentiert.
Unmittelbar am Rande des Granitmassives, teilweise noch in ihm,
teilweise schon in den benachbarten Gesteinskomplexen, treten über-
all Goldquarzgänge auf, die schon im Mittelalter ausgiebig abgebaut
wurden und auch jetzt zur regen bergmännischen Arbeit Veran-
lassung bieten. Namentlich sei hier folgender Orte gedacht: Eule,
Stöchovice, Neu-Knfn, Liböice, Borotice, Bytiz usw.
Die Goldquarzgänge sind teilweise aus quarzigem Schmelzfluß erstarrt,
teilweise sind sie auch von den heißen Lösungen abgesetzt worden.
Bei den aus dem Schmelzfluß erstarrten Goldquarzgängen handelt es
sich um eine äußerst saure Aplitabart, wie dies schon auch
die panidiomorph körnige Struktur der Quarzkörner, die Vergesell-
schaftung mit kleinen Feldspatkörnchen und die innige Verknüpfung
des Gangquarzes mit den normalen Apliten bezeugen. Mit den aus
heißen Lösungen entstandenen Quarzgängen pflegt eine große
Zersetzung des Nebengesteins verbunden zu sein, die z. B. bei Eule
in einer deutlichen Epidotisierung, Serizitisierung und
Chloritisierung der Grünsteine der Euler Zone besteht.
Entfernter vom Granit begegnen wir den Erzgängen namentlich
in der weiteren Umgebung von Pfibram. Daß diese Gänge post-
granitisch sind, bezeugen die Antimonit-Galenit-Gänge von Bohutin,
die den Bohutiner Quarzdiorit durchsetzen, oder einige Eisenstein-
gänge, die im Granitmassive, namentlich bei Slivice, südlich von
Pfibram, auftreten. Die Erzgänge der Pfibramer Gegend pflegen auf
den N—S streichenden Spalten vorzukommen und sind sämtlich aus
den nach der Graniterstarrung aufsteigenden heißen Lösungen ab-
gesetzt worden. Der Umstand, daß diese Erzgänge sehr oft die
Diabase begleiten, führte die älteren Forscher zur Ansicht, daß
zwischen den Erzgängen und den Diabasen ein enger genetischer
Zusammenhang besteht. Wir haben schon oben darauf aufmerksam
gemacht, daß die Vergesellschaftung der Erzgänge mit den Diabasen
eher in den tektonischen Ursachen zu suchen ist. Die
Zerrung, welche durch die Erzeugung der N—S-Spalten das Auf-
steigen der Diabase begünstigt hatte, dauerte auch später fort, und
zwar nicht nur nach der Bildung der Diabase, sondern auch nach
[25] Eruptionsfolge im südöstlichen Flügel des Barrandiens. 2363
der Erstarrung des Granites. Bei dieser Zerrung kam es manchen-
orts dazu, daß sich neue Spalten auch in den Diabasen selbst oder
in ihrer unmittelbaren Nähe gebildet haben. Die zerrenden Kräfte
waren augenscheinlich auch während der Bildung der Erzgänge tätig,
wie es am besten in den tiefen Aufschlüssen des Birkenberger Berg-
baues deutlich zu ersehen ist. In der südlichen Umgebung von Prfibram,
so besonders bei ZeZice, Zdabof, Vojna usw., wurden durch die
postgranitische Zerrung lange und ziemlich breite Zertrümmerungs-
zonen erzeugt, die nordsüdlich streichen und manchen aufsteigenden
erzbringenden Lösungen den Weg vorgezeigt haben.
Unter den Erzgängen der weiteren Umgebung von Pribram
lassen sich etwa folgende Typen unterscheiden: Antimonit-
Galenitgänge bei Bohutin, Eisensteingänge und Silber-
Blei-Zinkerzgänge. Die Eisensteingänge sind hauptsächlich
im Gebiet südlich von Pfibram überwiegend. In den oberen Partien
dieser Gänge finden wir Eisenoxyd- und -hydroxydmassen, zu denen sich
auch sehr oft Manganerze gesellen ; gegen die Tiefe zu scheint die Gang-
füllung stellenweise in sideritische Massen zu übergehen. Die Struktur
der Eisensteingänge ist entweder eine symmetrische oder eine brek-
zienartige, namentlich auf den N—S streichenden Zertrümmerungs-
zonen der Umgebung von Zezice, Vojna usw. Da der Siderit in
den Pfibramer Silber-Blei-Zinkerzen einen ungemein wichtigen Bestand-
teil bildet und da auch Silber- und Bleierze auf den Eisensteingängen
vorgekommen sind, glauben wir annehmen zu dürfen, daß zwischen
der Gruppe der Eisensteingänge und der Silber-Blei-
Zinkerzganggruppe allmähliche Uebergänge existieren.
Eine interessante Gruppe unter den Erzgängen des Birken-
berger Bergbaureviers bilden die sogenannten Pfibramer
Dürrerze®%), Gänge, deren Füllung aus feinkörnigem erz-
haltigem Quarz besteht und deren Struktur eine massige ist. Die
symmetrischen Erzgänge werden sehr oft von den Dürrerzen durch-
brochen. Diese Tatsache sowie auch andere Gründe führen mich zur
Ansicht, daß die Pfibramer Dürrerze mindestens zum Teil
jünger sind, als die symmetrischen Silber-Blei-Zinkerzgänge. Obwohl
die Struktur der Dürrerze von derjenigen der symmetrischen Gänge
ganz abweichend ist, ist die mineralogische Zusammensetzung der
beiden Gangarten fast dieselbe.
Die Goldquarzgänge, die durch ihr an den unmittelbaren
Granitrand gebundenes Vorkommen überall eine innige Abhängigkeit,
vom ursprünglichen magmatischen Herd des mittelböhmischen Granit-
massives bezeugen, können als perimagmatische Gänge°) im
Sinne Bergeats°) bezeichnet werden. Demgegenüber würden
%) Vgl. A.Hofmann, Kurze Uebersicht der montan geol. Verhältnisse des
Pribramer Bergbaues. Exkursionsführer des IX. intern. Geologenkongresses in
Wien 1903, und A. Hofmann-F. Slavik, Ueber die Dürrerze von Pfibram.
Bull. int. d böhm. Akad. 1910.
3) Vgl. Fr. Slavik, Die Goldquarzgänge Mittelböhmens. Zeitschr. f. prakt.
Geologie. 1914.
3) A. Bergeat, Epigenetische Erzlagerstätten und Eruptivgesteine. Fort-
schritte der Miner., Kristallogr. und Petrographie, II. Bd., Jena 1912.
964 Dr. Radim Kettner. [26]
die am entferntesten vom Granit auftretenden Pribramer Silber-
Blei-Zinkerzgänge den apomagmatischen Gängen
entsprechen. Die Bohutiner Bleiglanz-Antimonit-Gänge und die Eisen-
steingänge nehmen eine mittlere Stellung zwischen den peri- und
apomagmatischen Gebilden ein, 3
Das Verhältnis der postgranitischen Eruptivgesteine und der
Erzgänge zu den nach der Erstarrung der Granitmasse erfolgten
Querstörungen ist nicht überall ganz klar. Bei Bytiz scheinen die
Diorit- und Porphyritgänge jünger zu sein, als die den Granitrand
unterbrechenden Verwerfungen. Anderseits sind wieder die Goldquarz-
gänge von noch jüngeren Störungen betroffen worden. Auch im
Birkenberger Bergbaureviere habe ich oft beobachten können, daß
die Erzgänge von kleinen, NW—SO streichenden Verschiebungen
gestört sind. — Es sind also die postgranitischen
Störungen mit den letzten Eruptionen und derBildung
der Erzgänge gleichzeitig vor sich gegangen.
Es muß hier noch einer interessanten Tatsache gedacht werden:
im Libticer Goldbergbaugebiete sind die Goldquarzgänge
noch von einem Aplite durchbrochen ?). Sicher ist dieser Fall nicht
der einzige, wo der Aplit jünger ist als die Erzgänge. Wir können
daraus schließen, daß die letzten Nachklänge des bei der variskischen
Gebirgsbildung sich abspielenden Eruptionsprozesses durch die Erup-
tionen gewisser Aplite gekennzeichnet sind.
Der Hauptzweck unserer Arbeit war, den Lesern zu zeigen, wie
innig die vulkanischen Erscheinungen bei der variskischen Gebirgs-
bildung mit den tektonischen zusammenhängen und wie es bei den
tektonischen Untersuchungen in Mittelböhmen angebracht ist, auch den
vulkanischen Vorgängen die rege Aufmerksamkeit zu widmen.
Obwohl die tektonischen und vulkanischen Erscheinungen unseres
Gebietes wegen ihrer außerordentlichen Mannigfaltigkeit im ersten
Moment kaum erlauben, ihre wahren Ursachen und die gegenseitigen
Beziehungen zu enträtseln, so lassen sie sich bei einer sorgfältigen
Analyse der aufgesammelten Tatsachen, die wir z. B. in unserem
Gebiet unternommen haben, doch auf die wenigen gemeinschaftlichen
Grundursachen zurückführen. Wollte man diese Grundursachen
erkennen, so müßte man selbstverständlich aus einem großen Gebiet
Erfahrungen haben. Je größer das Arbeitsgebiet ist, desto mehr sind
unsere Deutungen plausibel. Die Mannigfaltigkeit und die scheinbare
Unregelmäßigkeit der tektonischen und vulkanischen Vorgänge ist im
ganzen nur von den lokalen Umständen und Verhältnissen abhängig.
Sehr viel tektonische Unregelmäßigkeiten und Abweichungen vom üb-
lichen Bauplan des Gebirges sind zum Teil in den paläogeographischen
Verhältnissen begründet, welche vor dem Eintreten der variskischen
Gebirgsbildung, besonders zur Zeit der Sedimentierung der alt-
paläozoischen Schichten, im Barrandien geherrscht haben, teilweise
auch in der vorkambrischen Faltung der algonkischen Sedimente
”) Vgl. Fr..Slavik, l. c. ®), S. 864 und 865.
ce ee ee
Dr. R. Kettner: Eruptionsfolge im südöstl. Flügel das Barrandiens.
Tabellarische Uebersicht
der während der variskischen Gebirgsbildung im SO-Flügel des Barrandiens erfolgten tektonischen und vulkanischen Vorgänge. (Zu Seite 265 [27].)
| Tektonische Vorgänge Vulkanische Vorgänge
|
1 — N Se = —— - = == = = = > : - nn — = m————————— |
Vorphase | Im Moldaugebiete oberhalb Königsnal Intrusionen der lakko-
Frundea tt. D | Die altpaläozoischen Schichten noch horizontal gelagert, ungefaltet Vorphase lithartigen Porphyr- und Porphyritkörper und der |
| (inde des mittl. Devons) | Porphyr-, Porphyrit- und Diabaslagergänge
ı Zusammentaltung der altpaläozoischen Schiehtenkomplexe: Bildung der NO—SW streichenden
| Faltenzüge und der tLängs-) Deberschiebungen, die in unserem Gebiete (d. i. im SO-Flügel } |
Phase der Hauptjaltung | des Bnnndheng nach SO, im NW-Flügel des Barrandiens nach NW. gerichtet sind. Anlage der Die «der Phase der Hauptfaltune entsprechenden Eruptionen in |
(„Hauptphase®) ‚NW SO-Spalten zu den späteren Blattverschiebungen. Stellenweise schichtenparallele Querver- unserem Gehtete bisher unbekannt.
sehiebungen. |
! Anı Ende der Hauptphase Bildung der streichenden Senkungsbrüche.
|
| Ulgemeines Erscheinungen in unserem Gebiete | Das Moldaugebiet | Die Umgebung von
| : oberhalb Königsaal: | Dobri8 und Pribram:
- — — _ ||
| Zerklültung des Euler- |
| Entstehung | und des Kocäbagebietes
| | Re N: 16 t in der NNO- NNO-Riebtung. B E
| Unter dem Einflusse des sich \ der Zavister 5 A| Vorgranitische | 3
| quer zur Wirkungsriehtung | Ueberschiebung | | Bruno dee 22 r-
, x Sata Ay B 2 Eruption der Gesteine | PAy-undForphy-
de: Hauptphase ee und anderer 3 Spaltung | Aufsteigen | j En r | N allsarsn von
Rallmıgedruetes le nach NW und N | 8 | der den Eul Z Kozi Hory und Be
gewölbeartige Hebung vo = des N A | ‚uler Zone sidka bei Dobris und
| RUReR- n richteter 5 Graniteruptionen | \eu-K
und mit derselben verbundene gerichtete Br > 2 Baron Be | Neu-Knin.
| Phase rindschiefe Verbiereung = Deber- 2 - 5 Urmnagmas vorangehenden | ar |
| windschi erbieg g > Zerdrückung der Euler | © ua Al? _ | | |
| der bei der Hauptphase erzeug- : Haunt schiebungen. = Eruptivzone und Bildung | Spaltungs- |
S 2 R upt- A Ir |
der ten Faltensysteme. Deshalb der aD, = neuer NNO-Spalten. Ent- = produkte Ira |
bogenförmige Verlaufder periode — & J SellLs der sekundären = |
al | € = 3 \ Schieterung im Koeäba- | |
Querfaltung Ablagerungen des Barrandiens der n gebiete, 8 |
in Mittelböbmen und der bogen- NW-SOo | = ; |
rar asia Wer z \ [FE | Eruptionen der NNO | |
mie 7 siemolda er- | E : ” en
| föxmige, 'bz igm streichenden an streichenden | Braptionen der N-S
| lauf der Faltenzüge im Böhm.- E IoiseD Diabasgänge des | streichenden
| 7 & Blatt- Se | = >
| Mähr. Hügellande. = | Euler, Moldauer und Diabasgänge.
| ı Zahlreiche Pressungs- und : Verst hiebungen = =S | Kocabugebietes
| : £ = | er : 4
! | St: ssersche ngen ind ern | A E RE : R
[3 tau ungseı che Un : a 1 L 34 Eruptionen einiger Minetten ?
| [eu der sich gewölbeartig beben- Quer- Zerdrückung der NNO | „ | |
1 | den Erakruste a“ Y En t Nenden Dat bei i® 2 ö 3 Be e |
| | VELWIELLUDISIEN streichenden Diabase b 55 Bildung der (Grranit- | Aufsteigen Eruption des mit der |
| 1 Enle und Stechovice. u massive, | A wmittelböhnischen
f=} - ar 07% sche . .
| | Fe insbesondere des | \ der granitischen Granitmasse zusam- |
m | 7 mittelböhmischen. | ( Massen; menhängenden
| = (Vulkanische n Quarzdiorites von
- a = R ır rstarrung N .
| Bildung der Kontraktionsspalten im Granitmassive. F „Hauptphase*) | z 2 Bohutin. |
B-|
| S SS 2
| Postgranitische NW—NNW streichende Senkungsbrüche; im Böhn.-Mährischen Hügel- : | 1. der Minetten und |
Rz | |
lande Bildung der „Quetschzonen“ Hinterlechners. Kersantite
der Diorite, Por-
pbyrite, Quarzpor- |
phyrite ete. |
. der Aplite und
Postgranitische Eruptionen
| Eruptionen J) der Lamprophyre
| | Ir
| 13
A
Postgranitische der
Gesteinsgänge Eruptionen der
Spaltung | „saueren Nac hsc »hübe“ Pegmatite.
Tektonische | ; ; z = =
| des übriggebliebenen | E: Perimag- Apomag- |
Schlußphase i | medet he matische|
| | magmatischen Erzyänge. Erzeänge, |
| | | ı Bildung ee
| Restes. der Antimonit- Eisenstein- Silber-Blei- |
| | . a | Blei y- gänge Zinkerzeänge
(Vulkanische | Erzgänge | Goldquarz- eiglanz der@ud] von Dans |
gänge n E IE
| | an | gänge ne Umgebung und die |
| | Schlnßphase | von ? 7
| j | Sl 0 von Pribramer
| | 3ohutin Pribram „Dürrerze.*
| Eruptionen der letzten Aplite (Libeice).
|
A A
[27] Eruptionsfolge im südöstlichen Flügel des Barrandiens. 265
Mittelböhmens, die manchenorts zur Verwicklung der tektonischen
Verhältnisse zwar indirekt, aber wesentlich beigetragen hat.
Die Erkenntnis der Grundursachen' der tektonischen und vul-
kanischen Erscheinungen Mittelböhmens ermöglicht es uns, den ganzen
Prozeß der variskischen Gebirgsbildung in einzelne Phasen zu
zerlegen. Bei Berücksichtigung der tektonischen Vorgänge lassen
sich in der tektonischen Entwicklung des Barrandiens während der
frühkarbonischen Zeit folgende drei Phasen erkennen: 1. die Phase
der Hauptfaltung (oder die tektonische Hauptphase), 2. die
Phase der Querfaltung, und 3. die tektonische Schluß-
phase.
In den vulkanischen Erscheinungen spiegelt sich in unserem
Gebiete eine weitgehende magmatische Spaltung, die gleich-
zeitig mit den tektonischen Erscheinungen der variskischen Gebirgs-
bildung vor sich ging. Die tektonischen Vorgänge haben gewöhnlich
das Aufsteigen der einzelnen Spaltungsprodukte begünstigt. Nach dem
Differentiationsprozesse lassen sich auch die vulkanischen Er-
scheinungen unseres Gebietes in drei Phasen anordnen: Die erste
Phase bezieht sich auf die vorgranitische Spaltung des
ursprünglichen Magmas. Die zweite Phase, die wir als die vul-
kanische Hauptphase bezeichnen können, beschränkt sich auf
die eigentliche Bildung des mittelböhmischen Granitmas-
sives und anderer in Ost- und Südböhmen vorkommenden Granit-
massive. Die dritte Phase (die vulkanische Schlußphase) wird durch
das Aufsteigen der Spaltungsprodukte (der Gesteins- und Erzgänge)
charakterisiert, die sich durch den Zerfall des nach der Erstar-
rung der Granitmassen übriggebliebenen magmatischen Restes
gebildet haben.
Wir haben versucht, die einzelnen tektonischen und vulkanischen
Phasen und die den letzteren subordinierten Erscheinungen in der
beigefügten Tabelle übersichtlich darzustellen. Aus derselben ersehen
wir, daß die tektonischen Phasen sich mit den vulkani-
schen nicht vollständig decken. Die vulkanische Hauptphase,
das ist die Bildung der großen granitischen Massen, beginnt erst am
. Ende der Phase der Querfaltung und überdauert dieselbe. Auf Grund
dieser Erfahrung glauben wir annehmen zu dürfen, daß das Aufsteigen
der großen Granitmassive vielleicht den Abschluß der mäch-
tigsten Druckphänomene (der eigentlichen Faltung) in Mittel-
böhmen bedeutet. Die der Erstarrung des Granites nachfolgenden
tektonischen Erscheinungen hatten nur die ungleichen Spannungen in
dem durch die Faltung und Querfaltung neu entstandenen tektonischen
Gebilde auszugleichen.
Ueberblicken wir nochmals die in unserem Gebiete nachgewie-
senen Eruptivgesteine. Die Eruptionsfolge verrät uns die Art und Weise
der Differentiation des ursprünglichen granitischen Magmas in Mittel-
böhmen. A
Gewöhnlich wird angenommen, daß die Spaltung größerer mag-
matischer Massen mit Eruptionen der basischen Glieder beginnt. In
unserem Gebiete aber haben sich gerade die sauren Glieder
(Quarzporphyre und Quarzporphyrite) zuerst abgespaltet. Diesen |
266 Dr. Radim Kettner. [28]
Eruptionen folgten dann die basischen Glieder: Porphyrite und ver-
schiedene Grünsteine, namentlich Diabase. Es ist nicht ausgeschlossen,
daß mit dem Emportreten einiger Minetten, also sehr basischer Erup-
tivgesteine der vorgranitische Spaltungsprozeß abgeschlossen wurde.
Es stiegen nun die großen granitischen Massen empor; bevor sie zur
definitiven Erstarrung gekommen sind, hat sich auch in ihnen eine
magmatische Spaltung abgespielt, welche zur Bildung verschiedener
Strukturabarten, saurer oder basischer Randfazien und Schlieren
Anlaß gegeben hat. Im ganzen weisen aber die das mittelböhmische
Granitmassiv zusammensetzenden Massen eine granodioritische
Beschaffenheit auf.
Nach der Erstarrung der granitischen Massen entsendete der
magmatische Herd allem Anscheine-nach zuerst die basischen Glieder:
die Minetten und Kersantite. Nach der Abspaltung dieser Gesteine
zerfiel das Stammagma in den basischen und den sauren Teil, was
sich in den beiläufig gleichzeitigen Eruptionen von Diorit- und (Quarz-)
Porphyritgängen am besten äußert. Der übriggebliebene saure Rest
gab den Aplitgängen ihre Entstehung, die sich zuletzt abgespaltet
haben und somit die „sauren Nachschübe“ des paläozoischen
Eruptionsprozesses bei uns bedeuten. Die schönen granophyrischen
und schriftgranitischen Strukturen, welche die Aplite sehr oft erkennen
lassen, weisen darauf hin, daß der Schmelzfluß, aus welchem sie
kristallisiert haben, sich im eutektischen Zustande befand.
Die Nachklänge der ganzen vulkanischen Tätigkeit äußern sich
in dem Aufsteigen verschiedener Erzgänge, welche, je nachdem, wie
weit vom ursprünglichen Herde sie in den Schichtenkomplexen gelangt
sind, ihre mineralogische Zusammensetzung und ihre Struktur ändern.
Zum Schlusse möchte ich noch folgendes bemerken:
Der vorliegende Aufsatz ist nur als ein Versuch der Deutung
der verwickelten tektonischen und vulkanischen Verhältnisse in Mittel-
böhmen zu betrachten. Obwohl ich mir gut bewußt bin, daß ein großer
Teil der hier niedergelegten Ansichten sich im Laufe der Zeit viel-
leicht auch wesentlich ändern wird, habe ich mich entschlossen, die-
selben hier deshalb zu veröffentlichen, da ich glaube, daß diese Arbeit
auch in anderen Teilen des Barrandiens zu ähnlichen Deutungsversuchen
Anlaß geben und vielleicht auch manche interessante Diskussion des
paläozoischen Gebirgsbildungsprozesses in Mittelböhmen hervorrufen
wird 38).
Prfibram, im April 1917.
K. k. montanistische Hochschule.
») Die Eruptionsfolge im Moldaugebiete unterhalb der Set. Jobannes-
Stromschnellen wurde von dem Verfasser bei Gelegenheit der Tagung der V. Ver-
sammlung der böhmischen Naturforscher und Aerzte in Prag (1914) vorgetragen
und in demselben Jahre in „Sbornik Öesk6 spole@nosti „emdv&dn6 publiziert.
Die Kreidefauna von Neratovic in Böhmen.
Paläontologische Untersuchungen nebst kritischen Bemer-
kungen zur Stratigraphie der böhmischen Kreideformation ').
Von Privatdozent Dr. Josef Woldrich in Prag.
Mit 3 Tafeln (Nr. TV [I—VI [III]) und 3 Textfiguren.
Einleitung.
Nördlich von der Eisenbahnbrücke an der Strecke der böh-
mischen Nordbahn wurde bei Neratovic bei der Flußregulierung
unweit des rechten Elbeufers ein Fangdamm errichtet. Ehedem ragte
hier bei normalem Wasserstande der felsige Flußboden über den
Wasserspiegel empor. Im Laufe der stufenweisen Vertiefung des Fang-
dammes sowie der Absprengung des Felsens konnte ich feststellen,
daß sich hier eine längliche Eruptivmasse erhebt, welche stellenweise
mit Sedimenten der Kreideformation bedeckt war. Dieselben enthielten
eine reiche und oft gut erhaltene Fauna.
Das genannte Gebiet liegt im Bereiche einer Kreideinsel, welche
den sogenannten Korycaner Schichten angehört. Sie bedecken hier
den gewöhnlich algonkischen Untergrund. Das Algonkiumm verläuft in
einer breiten Zone vom Moldauufer gegen NO und tritt bei Lob-
kovic und Neratovic stellenweise nahe an das linke Elbeufer
heran, während es weiter gegen NO am rechten Elbeufer von jüngeren
Sedimenten der Kreide- und Diluvialformation bedeckt zu sein pflegt.
Vgl. Po&ta’s geologische Karte der weiteren Umgebung von Prag
(55.0) 2).
In der genannten algonkischen Zone zwischen dem rechten Moldau-
und linken Elbeufer sind mehrfach Denudationsreste der sogenannten
Korycaner Schichten erhalten, welche hier insbesondere in kalkiger
Fazies entwickelt sind. Sie sind hauptsächlich aus der Gegend zwischen
dem Augititberge Kope? und den Ortschaften Korycany, Vodolka
und Großdorf bekannt. Ein Verzeichnis der reichen, hier aufge-
fundenen Fauna wurde von Fri& (9, S. 231) veröffentlicht. Auch in
!) In böhmischer’Sprache erscheint die Arbeit in den Abhandlungen
der böhmischen Akademie der Wissenschaften in Prag.
?) Die in Klammern angeführten fetten Zahlen entsprechen
den laufenden Zahlen des Literaturverzeichnisses am Ende der
Arbeit.
Jahrbuch d. k. k. geol. Reichsanstalt, 1917, 67. Band, 2. Heft. (Dr. J. Woldrfich.) 35
268 Dr. Josef Woldfich. ce [2]
der Neratovicer Kreideinsel ist vorwiegend eine kalkige Fazies der
Korycaner Schichten entwickelt und Versteinerungen wurden hier von
Herrn Lehrer Petrbok insbesondere bei Kojetie und Lobkovic,
ferner bei Mlikojed gefunden. Ein Verzeichnis derselben von den
zwei zuerst genannten Stellen findet man bei Fri& (18), welcher
jedochirrtümlich unseren algonkischenKieselschiefer
im Untergrund der Kreide daselbst einmalalssilurisch,
ein anderes Mal als kambrisch anspricht.
A. Die petrographische Beschaffenheit des Eruptivkörpers
und unserer Klippenfazies der Kreideformation.
Unser Eruptivkörper hat wohl die Gestalt eines länglichen
Lakkolithen, welcher in die algonkischen Sedimente eindrang. Der
ursprünglich ihn umgebende algonkische Mantel wurde in vorkreta-
zischer Zeit durch die Denudation beseitigt, so daß die große Trans-
gression des Kreidemeeres den Lakkolithen bereits entblößt antraf.
Bei der Vertiefung des Fangdammes mußte ein großer Teil der
Oberfläche dieses Lakkolithen abgesprengt werden, so daß insbesondere
der nördliche und südliche Teil des Fangdammes schöne Aufschlüsse
im monzonitischen Gestein darbot. Das Eruptivgestein wird von zahl-
reichen Spalten der verschiedensten Richtungen durchzogen, nach
welchen es in unregelmäßige kleinere Stücke zerfällt.
Das graue Eruptivgestein ist großenteils fein- bis mittelkörnig,
seine petrographische Beschaffenheit ist sehr veränderlich. Stellen-
weise enthält es reichlich Pyrit.
Unter dem Mikroskop fand ich im Dünnschliff folgende
Zusammensetzung der feinkörnigen Partien des Gesteins:
Die Feldspate sind durch Orthoklas und Plagioklase vertreten.
Beide pflegen stark umgeändert zu sein, insbesondere entsteht aus
ihnen ein Muskovit-Kaolin-Aggregat. Zahlreich und charakteristisch
ist einbrauner Amphibol vertreten; einen weiteren Bestandteil
bildet ein im Dünnschliff fast farbloser, makroskopisch bräunlicher, auf
den Spaltungsflächen perlartig und metallartig glänzender Pyroxen.
Es ist ein rhombischer, stengeliger und nur schwach bräunlich pleo-
chroitischer, optisch positiver Pyroxen. Im Dünnschliff tritt haupt-
sächlich nur die prismatische Spaltbarkeit hervor. Er ist den bron-
zitischen Pyroxenen zuzurechnen. Stellenweise scheint aus ihm
brauner Amphibol zu entstehen.
Olivin tritt im Gestein in Form von Körnern auf, welche von
zahlreichen Sprüngen durchsetzt werden; er ist teilweise in Serpentin
umgewandelt. Quarz füllt als jüngster Gemengteil stellenweise
Zwischenräume zwischen den übrigen Gemengteilen aus. Spärlich
tritt Apatit, Magnetit und Pyrit auf; Ilmenit ist zahlreich
vertreten.
In Dünnschliffen, welche aus anderen Partien des Eruptiv-
gesteinkörpers angefertigt wurden, fehlt völlig der bronzitische Pyroxen
[3] Die Kreidefauna von Neratovic in Böhmen. 269
und Olivin, hingegen tritt reichlicher ein chloritischer Gemengteil
auf; er ist arm an Fe und entstand teilweise aus Biotit, stellenweise
auch aus dem braunen Amphibol. Auch Quarz ist reichlicher vertreten.
Nach den beschriebenen Eigenschaften gehört das
Gestein in die Gruppe der Monzonite und ist oft von gab-
broidem Charakter.
Ueber den durch Denudation entblößten Monzonitlakkolith ergoß
sich das Kreidemeer, von dessen Grunde sich dieser klippenartig
erhob. In den mehr oder weniger seichten Vertiefungen seiner Ober-
fläche sind uns Ueberreste der Kreidesedimente, welche vielfach
kleinere oder größere Bruchstücke des an der Oberfläche zerstörten
Eruptivkörpers enthalten, erhalten geblieben.
Ich fand hier folgende Sedimente vor:
Grauer, dichter bis sehr feinkörniger Kalkstein,
spärliche Quarz- und Glaukonitkörner enthaltend. Er verbindet oft
auch Bruchstücke oder Blöcke des Monzonits, welche mit einer grünen
Glaukonitschicht bedeckt zu sein pflegen ; das Gestein nimmt so stellen-
weise ein breccienartiges Aussehen an. Es liegt an der Basis unserer
Kreideschichten und enthält unter anderem überaus zahlreiche Brachio-
poden, hauptsächlich Terebratula phaseolina.
Kalkige Sandsteine bestehen aus Quarzkörnern und kalkigem
Zement; sehr zahlreich sind auch Glaukonitkörner vertreten. Spärlich
treten Glimmerschüppchen auf. Außerdem enthält der Sandstein auch
kleinere Bruchstücke des Monzonits und Kieselschiefergerölle.
Sandig-mergelige Schichten enthalten massenhaft Ex o-
gyren und Ostreen.
Eine ähnliche Klippenfazies der Korycaner Schichten ist in
Böhmen ziemlich verbreitet und von zahlreichen Autoren beschrieben
worden. Ich führe als Beispiele nur folgende Lokalitäten an: Kolin,
wo kalkige Schichten mit Pecten acuminatus Spalten und Vertiefungen
im Gneise ausfüllen, weiter Kamaik, Zbislav, Radovesnic (9),
BuStöhrad (25), Pardubitz (49), Smröek usw. Potta (52,
III. Teil, S. 40) hält bereits im Jahre 1885 die Korycaner Schichten
bei Zbislav, Kamaik und Kolin für ein Litoralgebilde. Jahn
(29«) beschreibt drei Züge cenomaner Klippenfazies in Böhmen;
charakteristische Lokalitäten sind: Elbeteinitz, Prelau£, Chol-
titz, Hermanmöstetz usw.
Unser Kalkstein und kalkiger Sandstein erinnert vielfach ins-
besondere an manche Klippenfazies des sächsischen Cenomans (z. B.
am Syenitrücken bei Plauen), wie sie vortrefflich und übersichtlich
von Petrascheck (48) beschrieben wurde.
35°
270 Dr, Josef Woldfich. [4]
B. Paläontologischer Teil.
Aus den beschriebenen Kreideschichten, welche bei der Ver-
tiefung des in der Nähe von Neratovic angelegten Fangdammes
abgesprengt und entblößt wurden, gewann ich im Laufe zahlreicher
Exkursionen eine interessante reichliche Fauna, in welcher Lamelli-
branchiaten und Gastropoden vorherrschen.
Wie bekannt, gibt es keine neuere zusammenfassende wissen-
schaftliche Bearbeitung der böhmischen Kreide - Lamellibranchiaten,
ungeachtet der Rudisten, deren treffliche wissenschaftliche Durch-
forschung wir Po&ta (54) verdanken; einen Teil der Inoceramen
bearbeitete Petrascheck (50). Die sonst treffliche Reuß’sche
Arbeit „Ueber die Versteinerungen der böhmischen
Kreideformation“ (56) ist bereits sehr veraltet und braucht auch
viele Berichtigungen und Nachträge. Dasselbe gilt im ganzen, was die
Lamellibranchiaten und Gastropoden anbelangt, auch von den Arbeiten
Friös, welcher in seinen „Durchforschungen der einzelnen
Kreideschichten Böhmens“ (9—15) im paläontologischen Teile
hauptsächlich nur Fossilienverzeichnisse mit Fundortangaben und nicht
immer gelungenen Abbildungen bietet. Auch in seinem „Illustrierten
Verzeichnis der Versteinerungen der cenomanenKory-
caner Schichten“ (10), das im Jahre 1911 erschien, blieb die
neuere Literatur vielfach unberücksichtigt, so daß das Verzeichnis
vieler sachlicher Berichtigungen sowie auch einer Aenderung der ver-
alteten Nomenklatur bedarf. Auch in den „Gastropoden“ (66)
Weinzettels sind viele neuere diesbezügliche Publikationen außer
acht gelassen, zumal diese Arbeit erst 20 Jahre nach ihrer
Beendigung ohne Ergänzungen der neueren Literatur
veröffentlicht wurde!
Aus den angeführten Gründen widmete ich der
paläontologischenBearbeitungderLamellibranchiaten
und Gastropoden von Neratovic besondere Sorgfalt,
indem ich mich auf die neueste Literatur stützte. Die
genaue Bestimmung der böhmischen Kreide-Lamellibranchiaten und
vergleichende Studien an denselben pflegen oft durch ihre schlechte
Erhaltungsweise, insbesondere was das Schloß anbelangt, erschwert zu
sein. Eine Bestimmung der Arten nach den Steinkernen ist oft un-
sicher, ja unmöglich.
Bei der Zusammenstellung der die einzelnen Arten betreffenden
Literaturverzeichnisse berücksichtigte ich in erster Reihe die Arbeiten
über die böhmischen Kreideschichten, ferner aber auch jene Publi-
kationen, welche mir in dieser oder jener Hinsicht wichtig zu sein
schienen. Ein vollständiges Verzeichnis der paläontologischen Literatur
findet man in der schönen „Monographie der englischen
Lamellibranchiaten“ von Woods (71 u. 72).
[5] Die Kreidefauna von Neratovie in Böhmen. 971
I. Lamellibranchiata.
Familie: Nuculidae Gray.
Genus: Nucula Lam.
Nucula sp. (cf. pectinata [?]) Sow.
Bloß 1 Steinkern, ähnlich der Nucula pectinata von Leobschütz,
welche Reuß (56, II.) auf Taf. 34, Fig. 4 abbildet. Ihre Zugehörig-
keit zu N. pectinata Sow. ist jedoch zweifelhaft, da sie nach Woods
(71, 1.,S. 17 u. 18) spitzere Wirbel hat und die Schale nicht erhalten
ist. Auch die von Geinitz (21, ı.) Taf. 49, Fig. 12 und (22, II.)
Taf. 16, Fig. 6 abgebildeten Nuculaarten zählt Woods nicht hierher,
da der Hinterteil der Schale gerundet und verhältnismäßig länger ist
als bei der englischen Art.
Auch Fri& (10, S. 40) führt aus den Korycaner Schichten bloß
schlecht erhaltene, zweifelhafte Steinkerne an; jedenfalls scheint
jedoch das von ihm aus den Dfinover Knollen (11, S. 117, Fig. 79)
abgebildete Exemplar nicht hierher zu gehören. Nach V. Zahälka
(80) in den böhmischen Formen HI—V, VII—X.
Familie: Nuculanidae Stol.
Genus: Nuculana Link.
Nuculana porrecta (Reuss).
1842. Nucula siliqua, Geinitz, Charakteristik (19), S. 77, Taf. 20, Fig. 28—29.
1846. — porrecta, Reuß, Versteiner. (56), IL, S. 7, Taf. 34, Fig. 12—13.
1 Steinkern der rechten Schale. Länge: ca. 11 mm. Höhe: 5 mm.
Steinkern glatt, nach hinten stark verlängert und schmäler als
am Vorderteile. Wirbel im zweiten Drittel der Schalenlänge. Charakte-
ristisch sind die winkelig gebrochenen Schloßzähne.
Geinitz führt als Fundort Tyssa an; Reuß außerdem noch
den untersten Quader von Zlosejn und Mühlhausen, V. Zahälka die
Zone H (76, S. 17), Bf. Zahälka (73) mehrere Lokalitäten aus der
Zone II (Koryceaner Schichten).
Familie: Arcidae Lam.
Genus: Barbatia Gray.
Barbatia Galliennei (d’Orbigny).
1844. Arca Galliennei, d’Orbigny, Paleont. france. (44), Ill., S. 218, Taf. 314.
1873. — — Geinitz, Elbtalgeb. (21), I., S. 220, Taf. 48, Fig. 20—22.
1895. — — Tiessen, Subherc. Tourtia (64), S. 482.
1899. Barbatia -—- Woods, Cret. Lamellibr. (71), I., S. 41, Taf. 7, Fig. 9a, b.
?1911. .Arca — Frit, Koryc. vrstvy (10), S. 34, Fig. 153.
Mehrere Steinkerne, teilweise mit Skulptur.
Länge: 53 mm. Höhe: ca. 30 mm.
272 Dr. Josef Woldrich. | [6]
Dichtgedrängte Radialstreifen bedecken die Schalenoberfläche
und werden von konzentrischen Streifen durchquert. Die stumpfen
Wirbel liegen im Vorderteile der Schale, bei einem meiner Exemplare
sind sie jedoch ziemlich weit gegen die Mitte gerückt. Sie gleichen
völlig den von d’Orbigny abgebildeten Exemplaren. D’Orbigny gibt
eine’ Schalenlänge bis 80 mm, Geinitz an den Plauenschen Stücken
bis 60 mm an; der von Woods abgebildete Steinkern hat eine Länge
von etwa 43 mm. Die von Geinitz abgebildeten und von Tiessen
angeführten Schalen sind jedoch ganz bedeutend kleiner. Bei dem
von Fri? abgebildeten Steinkerne ist das Verhältnis von Länge und
Höhe ein anderes (51:35); auch ist der Vorderteil der Schale viel
kürzer und ganz anders geformt.
Vorkommen. Nach d’Orbigny im französischen Cenoman,
nach Barrois in den Zonen M. inflatus, Pecten asper und A. läticlavius
Frankreichs, nach Geinitz im unteren Pläner und Quader von Sachsen,
nach Tiessen in der unteren Tourtia am Harze, nach Woods in
der Zone der Schloenbachia (Mortoniceras) varians (Basis des Chalk ‘
marl) in England, nach Fri@ in den Korycaner Schichten bei Korycan,
Kuttenberg, Zbyslav und Zlosejn in Böhmen, nach Jahn (29a) in
der Klippenfazies der Korycaner Schichten, nach Petrascheck (bl)
in der böhmischen Zone der Actinocamaz plenus.
Barbatia Geinitzi (keuß).
Taf. IV (I), Fig. 1.
1876. Arca Geinitzi, Reuß, Versteiner. (56), II, S. 11, Taf. 34, Fig. 31.
1873. — — Geinitz, Elbtalgeb. (22), II., S. 55, Taf. 16, Fig. 7a, b, 8.
1889. — — Frit, Teplitzer Sch. (13), S. 79, Fig. 63.
1899, Barbatia sp, cf. Geinitzi, Woods (71), I., S. 42, Taf. 7, Fig. 10a, b, 11.
Höhe: 9 mm. Länge: ca. 18 mm.
Sehr wenig gewölbt, sehr charakteristisch durch die Gestalt
und schöne Skulptur. Dichte Radialstreifen, von denen insbesondere
am Vorderteile der Schale öfters je 2 paarweise einander genähert
sind, werden von zahlreichen Längsstreifen durchschnitten. So entsteht
die knotig-streifige Oberflächenskulptur. Sonst völlig übereinstimmend
mit der von Reuß gegebenen Beschreibung und Abbildung. Von
Jugendformen der B. Galliennei unterscheidet sie sich dadurch, daß
der- Vorder- und Hinterrand ziemlich scharf am Schloßrande abstößt,
während er bei letzterer Art gerundet erscheint.
Vorkommen. Im Chalk rock Englands (Woods), im Pläner-
kalke von Strehlen und im oberen Plänermergel Sachsens (Geinitz),
im Plänermergel Böhmens (Reuß), nach Friö daselbst in den Tep-
litzer Schichten, nach Jahn (29) und Krejöi (34) auch in den
Priesener Schichten, nach Zahälka (76) in der Zone VII. Bei
Neratovie fand ich eine linke Schale mit teilweise wohlerhaltener
Skulptur.
[7] Die Kreidefauna von Neratövie in Böhmen. 2713
Barbatia sp. cf. striatula (Reuß).
Taf. IV (1), Fig. 2.
1843. Cucullaea striatula, Reuß, Geogn. Skizzen (57), Il., S. 195.
1844, Pr Bes: d’Orbigny, Pal£ont. franc. (44), III, S. 216, Taf. 318,
ig. 4—6.
1846. Arca striatula, Reuß, Versteiner. (56), Il., S. 12, Taf. 84, Fig. 28.
Höhe: 8, 10, 13 mm. Länge: 14, 17, 23 mm.
Die schwachgewölbten Schalen sind dicht mit Radialstreifen
versehen, welche von schmäleren Zwischenfurchen getrennt werden.
Konzentrische Anwachsstreifen treten hauptsächlich nur in der Nähe
des Unterrandes auf. Die Wirbel sind weit nach vorn gerückt. Der
Vorderteil der Schale ist viel schmäler und kürzer als der Hinter-
teil. In der Mitte ist -die Schale etwas eingedrückt. Vorderrand rund,
Unterrand gerade, Hinterrand rund und mit dem hinteren Schloßrande
einen stumpfen Winkel bildend. Längs einer Erhebung, die von den
Wirbeln gegen die hintere, untere Ecke der Schale verläuft, senkt
sich die Schale zur Analfläche.
Vorkommen. Nach d’Orbigny im französischen Albien, nach
Reuß im unteren Quader und Plänermergel in Böhmen. Bei Neratovic
sehr häufig.
Barbatia sp., cf. tricarinata Geinitz.
Taf. IV (D, Fig. 3.
1840. Arca sp., Geinitz, Charakteristik (19), S. 50, Taf. 10, Fig. 7.
1872. — tricarinata, Geinitz, Elbtalgeb. (21), I., S. 221, Taf. 48, Fig. 23.
Zwei linke Schalen mit Skulptur. Länge der größeren: 25 mm,
Höhe: 13 mm.
Die Oberfläche mit dichten Querstreifen bedeckt, welche von
zahlreichen Anwachsstreifen durchquert werden. Wo sich beide
kreuzen, entstehen knotenförmige Erhebungen. Ueber die Analfläche,
welche ziemlich jäh von der Rückenfläche abfällt, verlaufen mehrere
deutlich gekörnelte Kiele. Die Wirbei liegen etwas vor der Mitte
der Schale. Etwa in der Mitte ist die Schale insbesondere in der
Nähe des Unterrandes schwach eingebuchtet.
Fundorte. Nach Geinitz im unteren Pläner und in den
Konglomeratschichten des unteren Quaders in Sachsen. Bei Neratovic
2 Schalen.
Barbatia vendinensis (d’Orbigny).
1844. Arca vendinensis, d’Orbigny, Paleont. franc. (44), IIL., S. 220, Taf. 315
Fig. 4—7.
1897. — — Fri&, Chlomeker Sch. (15), 8. 57, Fig. 63.
1899. Barbatia — Woods, Cret. Lamellibr. (71), I., S. 41.
Ein Skulptursteinkern der rechten Schale.
Fundort. Nach d’Orbigny im französischen Cenoman, nach
Woods im Chalk marl in England, nach Frit in den Chlomeker
274 Dr. Josef Woldfich. [8]
Schichten Böhmens. Fri? hält diese Art für identisch mit Cucullaea
gosaviensis bei Zittel (82, Taf. X, Fig. 4), welche jedoch von Sto-
licezka (61, IU., S. 344) für eine Trigonarca erklärt wird.
Arca (Barbatia?) nova n. sp.
Taf. IV (I), Fig. 4.
Länge: 175 mm. Höhe: 9-5 mm.
Die Wirbel liegen in der vorderen Hälfte der Schale. Unterrand
gerade; Vorderrand gerundet, Hinterrand mit dem Unterrande fast
einen rechten Winkel bildend, dann schräge und gerundet in den
Schloßrand übergehend. Vorderteil der Schale konvex und vom Rücken
längs einer stumpfen Kante abfallend. Der etwas konkave Hinterteil
der Schale fällt sehr steil längs einer schrägen scharfen Kante gegen
den Hinter- und Schloßrand ab. Etwa in der Mitte ist der Schalen-
rücken seicht eingebuchtet. Die Skulptur besteht aus zahlreichen,
deutlichen, öfters dichotomisch sich teilenden Querstreifen, welche
durch gleich breite Furchen getrennt werden. Sie werden von kon-
zentrischen Längsstreifen gequert, so daß eine zierliche Gitterung
entsteht.
Von Grammatodon carinatus unterscheidet sich diese Art ins-
besondere durch den Verlauf des Vorder- und Hinterrandes sowie
die deutliche Gitterskulptur. Bei Neratovic fand ich 2 linke Schalen.
Genus: Grammatodon Meek und Heyden.
Grammatodon sp., cf. carinatus (Sowerby).
1844. Arca carinata, d’Orbigny, Pal6ont. france. (44), III, S. 214, Taf. 313,
Fig. 1—3.
1873. — — Geinitz, Elbtalgeb. (21), I., S. 223, Taf. 49, Fig. 5 (?) und 6.
1899. Grammatodon carinatus, Woods, Cret. Lamellibr. (71), I., S. 45, Taf. 8,
Fig. 3—8.
Länge: 13 mm. Höhe: 9 mm.
Der Vorderrand bildet mit dem Schloßrande fast einen rechten
Winkel, während er gerundet in den geraden Unterrand übergeht.
Hinterrand schief mit dem Unterrande einen spitzen und mit dem
Schloßrande einen stumpfen Winkel »bildend. Die Wirbel 'liegen vor
der Mitte der Schale. Längs einer Kante, die von den Wirbeln zur
hinteren unteren Schalenecke verläuft, fällt das hintere Schalenfeld
steil ab. Die Skulptur besteht aus starken Querrippen, die von spär-
lichen Anwachsstreifen gekreuzt werden.
Vorkommen. D’Orbigny führt diese Art aus dem französi-
schen Albien und Cenoman an; nach Woods in der Unterkreide
(insbesondere Gault) und im Chalk marl des Cenomans (Zone of
Schloenbachia varians) Englands. Nach Geinitz im unteren Pläner
Sachsens. Bei Neratovie sehr selten.
[9] Die Kreidefauna von Neratovic in Böhmen. 275
Familie: Trigoniidae Lam.
Genus: Trigonia Bruguiere.
Trigonia sulcataria Lamarck.
1844. Trigonia sulcataria, d’Orbigny, Paleont. franc. (44), III., S. 150, Taf. 294,
Fig. 5—9.
1846. — — Reuß, Versteiner. (56), II., S. 5.
1873. — — Geinitz, Elbtalgeb. (21), I., S. 224, Taf. 19, Fig. 13—14.
1900. -—- — Woods, Cret. Lamellibr (71), IL., S. 89.
1911. — -— Friö, Korye. vrstvy. (10), S. 34, Fig. 150.
Nach d’Orbigny im Cenoman Frankreichs, nach Reuß im
unteren Quader und Exogyrensandstein Böhmens, nach Geinitz im
unteren Quader und Pläner Sachsens; Fri& führt mehrere Fundorte
in den cenomanen Korycaner Schichten an. Nach Woods im eng-
lischen Cenoman und Grünsand. V. Zahälka (80) führt die Zone II,
d’Archiac (1) die Tourtia als Fundorte an u. ä. Bei Neratovic
zwei Schalen.
Familie: Mytilidae Lam.
Genus: Modiola Lam.
Modiola aequalis Sowerby.
Taf. IV (D, Fig. 5.
1844. Mytilus aequalis, d’Orbigny, Pal&ont. franc. (44), IIl., S. 265, Taf. 337,
Fig. 3—4.
? nicht 1846. Modiola — Reuß, Versteiner. (56), IL, S. 15, Taf. 33, Fig. 10.
? nicht 1866. — — Zittel, Bivalven der Gosaugeb. (82), IL., S. 80, Taf. 11, Fig. 4
? 1885. — — Nötling, balt. Cenomangesch. (42), S. 24, Taf. 4, Fig. 1.
1900. — — Woods, Cret. Lamellibr. (71), I, S. 92, Taf. 15, Fig. 8—14.
? 1915. — concentrica, Zahälka, Sudet. Kreideform. (79), IL, S. 107.
1 linke Schale eines jungen Exemplars. Schale länglich-oval.
Länge: 7 mm, Höhe: 4:5 mm, Ober- und Unterrand fast parallel. Vom
stumpfen Wirbel gegen die hintere untere Schalenecke ist die Schale
stumpf erhoben. Schale glatt, mit überaus regelmäßigen, markanten
Anwachsstreifen. Eine vom ganz nach vorn gerückten Wirbel etwa
gegen die Mitte des Unterrandes verlaufende, seichte Einbuchtung
ist schwach angedeutet.
Von der sonst recht ähnlichen Mod. reversa unterscheidet sich
diese Art insbesondere durch das Fehlen des radialen Strahlen-
bündels, welches bei ersterer von den Wirbeln gegen den Unterrand
verläuft.
Vorkommen. Nach d’Orbigny im französischen Neocom,
nach Woods in der Unterkreide Englands; die von Zittel aus der
Gosaukreide, von Reuß aus dem Exogyrensandstein von Drahomyschl
abgebildeten Exemplare sind von anderer Gestalt und es scheint ihre
Zugehörigkeit zu Mod. aequaxis Sow. auch nach Woods sehr fraglich
zu sein. Die von Nötling aus den baltischen Cenomangeschieben
Jahrbuch d. k. k. geol. Reichsanstalt, 1917, 67. Band, 2. Heft, (Dr. J. Woldfich.) 36
276 Dr. Josef Woldiich. [10]
angeführte Form ist etwas kürzer. Zahälka (79) führt Mod. con-
centrica Goldfuß, die nach Geinitz (20, S. 198) identisch sein soll
mit Mod. laevigata vom Postelberge bei Geinitz (19, S. 78, Taf. 20,
Fig. 35) und mit Mod. aegualis Sow., aus seinen Zonen Il und IV an. Die
Mod. laevigata ist von wesentlich anderer Form und gehört wohl einer
anderen Art an, während Mytilus concentricus Münster bei Goldfuß
.(23, II, S. 178, Taf. 138, Fig. 5) sehr verwandt zu sein scheint; er
stammt aus der Kreide von Haldem.
Modiola reversa Sowerby.
Taf. IV (I), Fig. 6.
1844. Mytilus semiradiatus, d’Orbigny, Pal6ont. franc. (44), ILL, S. 277, Taf 341,
Fig. 1—2. }
nicht 1844. — reversus, d’Orbigny, ibidem, S. 264, Taf. 337, Fig. 1-2.
1846. Modiola reversa, Reuß, Versteiner. (56), IL, S. 15, Taf. 33, Fig. 9.
? 1873. — — Geinitz, Elbtalgeb. (21), I., S. 216, Taf. 48, Fig. 9.
1900. — - Woods, Cret. Lamellibr. (71), I., S. 94, Taf. 15, Fig. 15—18;
Taf. 16, Fig. 1—3.
1 linke Schale; Länge: 25 mm, größte Höhe: 13°5 mm. Der
stumpfe Wirbel ist ganz nach vorn gerückt. Die Schale breitet sich
gegen hinten aus, so daß der Hinterrand etwa doppelt so hoch als
der Vorderrand ist. Vom Wirbel verläuft eine Furche gegen den
Unterrand, der infolgedessen an einer Stelle etwas eingebuchtet ist.
Hinter dieser Furche wird die Schale etwas von der Mitte der Schalen-
länge von einem Bündel schiefer Radialstreifen bedeckt. Sonst weist
die Schale ziemlich grobe konzentrische Anwachsstreifen auf, welchen
parallel noch eine feine Streifung verläuft.
Vorkommen. D’Orbigny führt die identische Art Mytilus
semiradiatus aus dem französischen Cenoman an; sein Myt. reversus
gehört jedoch nicht hierher auf Grund der weiter nach hinten
gerückten Wirbel und einer anscheinend ziemlich scharfen über den
Rücken verlaufenden Kante. Reuß führt undeutliche Steinkerne aus
dem unteren Plänerkalke von Laun in Böhmen an. Geinitz führt
die Art aus dem unteren Pläner in Sachsen, aus den Grünsandsteinen
im Kieslingwalde und aus dem oberen Quader in Böhmen an. Nach
Woods kommt sie im englischen Upper Greensand und Cenoman vor.
Modiola (genus?) arcacea Geinitz.
1849. Mytilus arcaceus, @einitz, Quadersandst. (20), S. 168, Taf. 10, Fig. 12.
1873. Modiola arcacea, Geinitz, Elbtalgeb. (21), I., S. 218, Taf. 48, Fig. 16—18.
1871. — — Stoliczka, Pelecypoda. (61), S. 373.
1909. — — Wanderer, Tierversteiner. (65), S. 38, Taf. 7, Fig. 3.
1 Steinkern der rechten Schale. Diese Muschel wurde von
Geinitz provisorisch zu Modiola gestellt, gehört jedoch wohl sicher
nicht hierher. Nach Stoliezka gehört sie viel eher zu den Car-
ditinen, etwa zu Mytilicardia oder Carditämera.
[11] Die Kreidefauna von Neratovie in Böhmen. 977
Vorkommen. Nach Geinitz im unteren Pläner von Sachsen,
nach Jukes-Browne und Hill (30) im Cenoman von Devon.
Modiola (Mytilicardia?) clathrata d’Archiae.
Taf. IV (l), Fig. 7a, b.
1847. Mytilus clathratus, d’Archiac, fossiles du Tourtia (1), S. 306, Taf. 15,
Fig. 4a, b.
1871. Modiola (?) clathrata, Stoliczka, Pelecyp. (61), S. 373.
l linke Schale und Steinkerne der rechten Schale. Länge der
linken Schale: 9:5 mm, Höhe: 5°5 mm. Wirbel terminal, ziemlich spitz.
Vorderrand konkav, an der Grenze mit dem Unterrande höckerartig
hervorspringend. Unterrand gerade, Hinterrand gerundet und in den
fast geraden Oberrand übergehend. Vom Wirbel verläuft ein deutlicher
Kiel gegen die untere, hintere Schalenecke. Nach oben und hinten
fällt die Schale allmählich, nach unten jedoch steil ab. Ueber die
ganze Oberfläche verlaufen ziemlich grobe Radialstreifen, die von
etwas breiteren Furchen getrennt werden. Konzentrische Längsstreifen,
welche die Furchen und Querstreifen durchqueren, verursachen eine
verhältnismäßig grobe und deutliche netzartige Skulptur der Ober-
fläche (Fig. 75).
Nach Stoliczka mag diese Art zu Modiola gehören, doch
erinnert der Charakter ihrer Schale sehr an Mytilicardia.
Vorkommen. Nach d’Archiac bei Tournay; bisher nur aus
der Tourtia bekannt gewesen.
Genus: Lithodomus Cuv.
Lithodomus sp. cf. oblongus d’Orbigny.
Taf. IV (D, Fig. 8.
1844. Lithodomus oblongus, d’Orbigny, Paleont. france. (44), III, S 289, Taf. 344,
: Fig. 4—6.
? 1900. — rugosus, Woods, Cret. Lamellibr. (71), I., S. 105, Taf. 17, Fig. 4—6.
1911. — oblongus, Fri@, Korye. vrstvy (10), S 36, Fig. 37.
Eine linke Schale, oval, nach hinten etwas breiter werdend.
Länge: 12°5 mm, Höhe: 6 mm. Wirbel fast terminal. Konzentrische
Anwachsstreifen, zwischen welchen man noch eine feine, parallele
Streifung beobachtet, bedecken die Oberfläche. Wohl verwandt mit
Lithod. rugosus d’Orbigny (44, III, S. 295, Taf. 346, Fig. 1—3), von
welchem sie sich jedoch durch das Fehlen des radialen Streifen-
bündels unterscheidet. In dieser Beziehung gleicht unser Exemplar
völlig dem vielleicht identischen Lithod. rugosus? bei Woods.
Vorkommen. Nach d’Orbigny im französischen Neocom,
nach Friö in den Korycaner Schichten Böhmens bei Smrtek, Zbyslav
und Korycan. Lithod. rugosus wird von d’Orbigny aus dem Cenoman
Frankreichs, von Woods aus dem englischen Cenoman, von Fri&
von Korycan (Korycaner Schichten 10, S. 38) angeführt.
36*
278 Dr. Josef Woldrich. [12]
Genus: Septifer Reeluz.
Septifer lineatus (Sowerby).
Taf. IV (I), Fig. 9a, b.
1840. Modiola Cottae, Geinitz, Charakteristik (19), II., S. 56, Taf. 10, Fig. 5.
1844. en, d’Orbigny, Pal&ont. franc. (44), III., S. 266, Taf. 337,
ig. 7—9.
1846. — Cottae, Reuß, Versteiner. (56), II., S. 14, Taf. 33, Fig. 4.
1873. Modiola —, Geinitz, Elbtalgeb. (21), I., S. 214, Taf. 48, Fig. 4—8.
1889. Mytilus —, Fri, Teplitzer Sch. (13), S. 79, Fig. 66.
? 1889. Septifer lineatus, Holzapfel, Aachener Kreide (28), S. 216, Taf. 25,
Fig. 10—13.
1893. Mytilus (Septifer) Cottae, Frid, Chlomeker Sch. (15), S. 57, Fig. 65.
1900. ee lineatus, Woods, Cret. Lamellibr. (71), I, S. 106, Taf. 18,
ig. 1-12.
1911. Mytilus —, Frit, Koryc. vıstvy (10), S. 36.
Zahlreiche Schalen und Steinkerne.
Vom Wirbel bis zum Hinterrande: ca.57, 38, 28, 22, 17 u. 11 mm.
Senkrecht hierzu: 20, 15, 12, 11, 8°5 und 6 mm.
Wirbel terminal, etwas nach unten gekrümmt. Der Schalenrand
springt an ihnen flügelartig etwas hervor. Unterrand gerade oder
schwach konkav, Hinterrand gerundet, Oberrand schwach konvex.
Längs einer geraden oder etwas verbogenen Achse, die sich von den
Wirbeln gegen den unteren Hinterrand hinzieht, ist die Schale mehr oder
weniger konvex gekrümmt. Von dieser Achse fällt die Schale gegen
den Unterrand steil unter einem rechten Winkel ab, während der
obere Teil des Rückens allmählich gegen den Oberrand absinkt. Bei
Steinkernen junger Individuen tritt anstatt der konvexen Rückenachse
geradezu ein ziemlich scharfer Kiel auf.
Die Oberfläche ist mit dichtgedräugten Radialstreifen bedeckt,
welche sich insbesondere gegen das Hinterende der Schale öfters
dichotomisch teilen. Ueber die ganze Schalenoberfläche verlaufen
außerdem noch dichte, konzentrische Längsstreifen, durch welche die
Querstreifen ein gekörneltes Aussehen erlangen. Die zweifache Streifung
bedingt die äußerst zierliche Gitterstruktur der Oberfläche. In unregel-
mäßigen Intervallen beobachtet man außerdem noch gröbere Anwachs-
streifen. An einer einzigen Stelle fehlt die Querstreifung; es ist dies
ein kleines Feld hinter den Wirbeln auf der unteren, flachen Seite
der Schale.
Die vertikale Platte unter der Schloßplatte, welche Woods an
Steinkernen, Holzapfel an den Aachener Exemplaren beobachtete,
weist die Art zur Gattung Septifer zu.
Vorkommen. Nach Geinitz im tiefsten unteren Pläner,
unteren Quadersandstein, oberen Pläner in Sachsen, nach d’Orbigny
im Neocom und Cenoman Frankreichs, nach Holzapfel im Aachener
Grünsande, nach Woods in der Unter- und Oberkreide Englands,
nach Reuß im oberen Plänerkalk von Hundorf und im Hippuriten-
kalke von Kuälin in Böhmen, nach Friö in den Korycaner Schichten
von Kamaik bei Lobkovie, in den Teplitzer und Chlomeker Schichten
[13] Die Kreidefauna von Neratovie in Böhmen. 979
in Böhmen. Zahälka (79, S. 107) führt nur die Zone X an! Die
Zugehörigkeit der Holzapfel’schen Exemplare zu dieser Art ist
zufolge der abweichenden Krümmung und Breite, der anderen Skulptur
wohl sehr zweifelhaft, wie bereits auch Woods angibt. Holzapfel
sieht in der Veränderlichkeit des Aachener Vorkommens bloß „eine
Abnormität einer nach ungewöhnlich langer Dauer vor dem Erlöschen
stehenden Art“. In ähnlicher Weise weicht auch die Abbildung bei
Fri (15, Chlomeker Schichten) ab; doch scheint dies wohl nur ein
Mangel der Abbildung zu sein, da ich mich in der Sammlung des
böhmischen Landesmuseums von der Identität der Originale mit
Septifer lineatus überzeugen konnte.
Die Exemplare von Neratovie stimmen insbesondere völlig mit
jenen bei Geinitz und Woods überein. Bfet. Zahälka (73) führt
die Art auch noch aus seiner Zone Il bei Votvovic und Holubic, aus
der Klippenfazies der Zone II in der Kreide des westlichen Moldau-
gebietes an.
Interessant ist die große vertikale Verbreitung dieser Art,
welche fast die ganze Kreidezeit andauerte. Sie ist bei Neratovic
sehr reichlich vertreten.
Mytilus (Septifer?) Pocta-i‘) n. sp.
Taf. IV (D, Fig. 10a—c.
Länge zwischen dem Wirbel und Hlinterrande: 20, 10 mm.
Senkrecht dazu in der Schalenmitte: 11, 6 mm.
Wirbel terminal, spitzig. Vom Wirbel verläuft zur unteren,
hinteren Ecke eine ziemlich scharfe Kante; dieselbe ist fast gerade
‚oder schwach gekrümmt. Eine stärkere Krümmung derselben nach
unten beobachtet man knapp vor dem Wirbel. Von dieser Kante
fällt der flach oder insbesondere vorn schwach konkave Unterteil
der Schale senkrecht ab (Fig. 105) oder er ist sogar etwas nach
innen überkippt, während der Oberteil flach gewölbt erscheint. Der
Unterrand ist gerade und geht unter einem stumpfen Winkel in den
Hinterrand über. Letzterer bildet zusammen mit dem Vorder- und
Oberrand eine halbmondförmige Biegung.
Die Oberfläche der Schale ist mit feinen Radialstreifen bedeckt,
welche wiederum von konzentrischen und stärkeren Anwachsstreifen
gekreuzt werden, so daß ein feines Netzwerk entsteht. Die Skulptur
gleicht wesentlich jener bei Septifer lineatus. Leider konnte ich bei
keinem Exemplar das Schloß untersuchen, um die eventuelle Zu-
gehörigkeit dieser Art zur Gattung Septifer feststellen zu können.
Diese neue Art erinnert einigermaßen an junge Exemplare von
Septifer lineatus. Doch tritt die Rückenkante bei letzteren nie so
scharf hervor; der Winkel, welchen der Rückenkiel mit dem Ober-
!) Nach Ph. Poäta, ord. Professor der Geologie und Paläontologie an der
böhm. Un#ersität in Prag, dessen großes Verdienst es ist, die Spongien, Antho-
zoen, Rudisten und Bryozoen der böhm. Kreideformation wissenschaftlich ver-
arbeitet zu haben (52—55).
280 Dr. Josef Woldrich. [14]
rande einschließt, ist bei Septifer lineatus bedeutend kleiner (vgl.
Taf. IV [I], Fig. 9 und 10a), der Unterteil der Schale ist bei demselben
nie überkippt, wie in unserem Falle. Ein weiterer wesentlicher Unter-
schied ist das Fehlen des der Radialstreifen bloßen Feldes bei Mytilus
(Septifer?) Poctai sowie seine verhältnismäßig bedeutende Breite, seine
Gestalt usw.
Die Gestalt und der Umriß der Schalen ist ähnlich jener bei
Septifer tegulatus Müll. (28, S. 218, Taf. 25, Fig. 1—5), doch weist
diese Art keine Radialstreifung auf!
Ich fand zwei Schalen und zwei Steinkerne dieser neuen Art.
Familie: Spondylidae Gray.
Genus: Spondylus Linnee.
Spondylus striatus (?) (Sowerby).
1846. Spondylus striatus, Reuß, Versteiner. (56), Il., S. 37, Taf. 40, Fig. 5, 10, 11.
1847. — — d’Orbigny, Paleont. france. (44), III, S. 660, Taf. 453.
1872. — — Geinitz, Elbtalgeb. (21), I., S. 186, Taf. 42, Fig. 1-3.
1877. — — Frie, Weißenberger und Malnitzer Sch. (11), S. 138.
1901. — — Woods, Cretac. Lamellibr. (71), I., S. 119, Taf. 21, Fig. 1—5.
1911? — — Fried, Korye. vrstvy (10), S. 45.
Diese Art wird von d’Orbigny aus dem französichen Cenoman,
von Geinitz aus dem unteren Pläner von Sachsen, von Woods
aus dem Lower Greensand, Upper Greensand und Cenoman Englands,
von Reuß aus Konglomeratschichten von Teplitz, aus dem Hippuriten-
kalke, Grün- und Exogyren- und Plänersandstein Böhmens angeführt;
Fri& zitiert die Art in seiner Arbeit über die Weißenberger und
‘ Malnitzer Schichten sowie aus den Korycaner Schichten.
Von Geinitz wurde diese Art für ein Leitfossil der ceno-
manen Schichten angesehen, was allerdings nicht zutrifft, da sie ja
auch z. B. im französischen Gault, in der englischen Unterkreide, in
der turonen Gosaukreide angeführt wird. Bei Neratovice zwei Schalen.
Familie: Pectinidae Lam.
Genus: Pecten Müller.
Subgenus: Entolium.
Pecten (lintolium) membranaceus Nilsson.
1846. Pecten membranaceus, Reuß, Versteiner. (56), II., S. 26, Taf. 39, Fig. 4.
1872. — — Geinitz, Elbtalgeb. (21), I, S. 191, Taf. 43, Fig. 8--11.
1893, — — Michael, Cenoman von Cudowa (38), S. 195.
Nach Reuß fast in allen Schichten der böhmischen Kreide-
formation, nach Geinitz im unteren Quadersandstein und unteren
Pläner von Sachsen. Unser Exemplar entspricht der längeren Varietät
von Peten membranaceus bei Geinitz (Fig. 11). Nach Michael im
oberschlesischen Cenoman. In Frankreich nach Barrois (2) in der
[15] Die Kreidefauna von Neratovic in Böhmen. a8l
Zone & Amm. inflatus, ä& Pecten asper, ä& Am. laticlavius. In Böhmen
nach B. Zahälka') (73) in den Zonen II u. III. Nach V. Zahälka
in IVb, V, Xb-c etc.
Bei Neratovie eine Schale.
Subgenus: Chlamys.
Pecten (Chlamys) comans Roemer.
1841. Pecten comans, Roemer, Norddeutsches Kreidegeb. (58), S. 51, Taf. 8, Fig. 6.
?1843. — — Geinitz, Charakteristik (19), III., S. 83.
1846. — — Reuß, Versteiner. (56), II., S. 29, Taf. 39, Fig. 13.
Für diese Pectenart sind insbesondere folgende Merkmale
charakteristisch. Auf der Oberfläche der Schale treten zwischen je
zwei stärkeren Querrippen eine schwächere auf; dieselben werden von
zahlreichen konzentrischen Streifen durchschnitten, so daß sie fein
gekerbt erscheinen. Schuppenartige Erhebungen treten auf den Quer-
rippen nur in der Nähe des Vorder- und Hinterrandes auf; auch
sind hier die Zwischenräume zwischen den einzelnen Rippen bedeutend
größer als in der Mitte der Schale und man beobachtet in ihnen
eine deutliche schräge Streifung.
Das Auftreten von Schuppen bloß am Vorder- und Hinterrande
sowie die schräge Streifung unterscheiden diese Art von Pecten
elongatus. Letzteres Merkmal weist wohl auf eine Verwandtschaft mit
Peeten (Chlamys) Robinaldinus d’Orbigny hin. Ich möchte diese Art also
nicht wie Woods (71, I., S. 174— 176), mit Pecten elongatus vereinigen.
B. Zahälka (73) führt Pecten elongatus als Synonym des Pecten comans
aus der Klippenfazies der Zone II bei Debrno an.
Vorkommen. Nach Roemer im Hilskonglomerat bei Essen,
nach Geinitz im Konglomerat von Oberau in Sachsen, naeh Reuß
im Hippuritenkalk von Großdorf in Böhmen. Unsere Exemplare sind
etwas spitzer als bei den genannten Autoren.
Fecten (Chlamys) Galliennei d’Orbigny.
Taf. IV (I), Fig. 11.
1817. Pecten Galliennei, d’Orbigny, Paleont. franc. (44), III, S. 608, Taf. 436,
Fig. 5—8,
1847. — Passyi, d’Archiac, fossilee du Tourtia ı1), S. 309, Taf. 15, Fig. 9.
1872. — — Geinitz, Elbtalgeb. (21), 1., S. 196, Taf. 44, Fig. 6.
1902. — Kobinaldinus, var. Galliennei, Woods, Cretac. Lamellibr. (71), I., S. 184.
Höhe: 39, 44, 53 mm. Länge: 32, 33, 40 mm.
Die Wirbelkanten laufen in spitzem Winkel zusammen. Die
Radialstreifen sind stellenweise knotig; die Zwischenräume zwischen
denselben sind in der Mitte der Schale parallel und etwas wellig
*, Die bei Br. Zahälka angeführten Zonen entsprechen der älteren Zonen-
einteilung V. Zahälkas, nach welcher die Zone II im ganzen — Korycaner
Schichten, die Zone II] etwa = Weißenberger Schichten sind,
282 Dr. Josef Woldfich, [16]
gestreift. Gegen die Seitenränder nimmt diese Streifung eine schräge
Richtung an, bis sie an den Rändern nahezu senkrecht zu den
Querrippen steht. Oefters schiebt sich eine schwächere Rippe zwischen
zwei stärkere ein.
Das vordere Ohr ist rechtwinklig, das hintere kleiner und
stumpfwinklig. Das vordere Ohr der linken Schale trägt gröbere
Radialstreifen, ist aber außerdem noch parallel zu seinem Vorder-
rand fein gestreift.
Woods hält diese Art für eine Varietät von Pecten (Chlamys)
Robinaldinus d’Orbigny; sie unterscheidet sich von letzterer allerdings
nur durch die Rippen am vorderen linken Ohr sowie durch das
Fehlen jeglicher Dornen auf den Querrippen.
Fundorte. D’Orbigny führt die Art aus dem französischen
Cenoman, d’Archiac aus der Tourtia de Tournay, Woods aus der
Unterkreide und dem Cenoman Englands, Geinitz aus dem unteren
Pläner in Sachsen, Jahn (29a) aus der Klippenfazies der Korycaner
Schichten, Petrascheck (dl) aus der Zone des Actinocomax plenus
in Böhmen an. Sehr häufig bei Neratovic.
Pecten (Chlamys) acuminatus Geinitz.
Textfigur 1 und 2.
1843. Pecten acuminatus, Geinitz, Charakteristik (19), III, S. 84, Taf. 21, Fig. 6.
1846. — — Reuß, Versteiner. (56), IL, S. 29, Taf. 39, Fig. 20—21.
1847. — — d’Archiac, fossiles du Tourtia (1), S. 309, Tat. 16, Fig. 3.
1872. — — Geinitz, Elbtalgeb. (21), I., S. 194, Taf. 43, Fig. 16; Taf. 44, Fig. 1.
nicht 1883. — — Fri, Iserschichten (12), S. 116, Fig. 89.
1909. — — Wanderer, Tierversteiner. (65), S. 30, Taf. 5, Fig. 8
1911. — — Friö, Korye. vrstvy (10), S. 44, Fig. 201.
Höhe: 46, 54, 63, 76 mm. Länge: 34, 39, 49, 58 mm.
Schalen flach gewölbt, Wirbel spitz. Vorderer Schloßrand schwach
konkav, der hintere Schloßrand gerade. Vorder-, Unter- und Hinter-
rand ineinander übergehend und oval. Die Ohren scharf von der
Schale getrennt. Das vordere Ohr der linken Schale (Fig. 2) recht-
winkelig, unterhalb der Mitte eingebogen, das hintere Ohr kleiner und
stumpfwinkelig. Beide Ohren scheinen mit konzentrischen Anwachs-
streifen und Radialstreifen verziert gewesen zu sein. Das vordere Ohr
der rechten (Fig. 1) Schale im unteren Teile sehr stark und wellen-
förmig eingebogen und parallel hierzu wellenförmig gestreift; das hin-
tere wie bei der linken Schale. Oberrand der Ohren etwas schief zur
Schalenachse. Bei Geinitz (Elbtalgeb. und Charakteristik) sind die
Ohren nicht ganz richtig abgebildet; ebenso nicht bei Reuß (Fig. 21).
Ueber die Oberfläche der Schale verlaufen zahlreiche grobe
Querrippen, welche durch breitere Furchen getrennt werden. Die
Furchen und Querstreifen werden von konzentrischen feinen und
wellenförmigen Linien sowie von spärlichen gröberen Anwachsstreifen
durchquert. Da die in der Literatur angeführten Abbildungen meist
die Ohren nicht richtig angeben, füge ich nachfolgend eine Abbildung
[17] Die Kreidefauna von Neratovie in Böhmen, 283
der Gestalt und konzentrischen Streifung der Ohren der linken und
rechten Schale bei.
Die Schale, welche Fri? in seinen Iserschichten abbildet, gehört
zufolge ihrer schuppigen Verzierungen wohl nicht hierher. In seinen
Korycaner Schichten führt Fridö als synonyme Art den Pecten cretosus
bei Goldfuß (23, II., Taf. 94, Fig. 2, S. 58) an; auch dieser gehört
nach seinen schuppigen Rippen eher zu P. elongatus.
Nach d’Archiae sollen bei der französischen Art die Quer-
rippen gleich breit sein wie die Zwischenfurchen; das trifft allerdings
bei unseren Exemplaren nicht zu, obwohl sie sonst völlig einander
gleichen.
Fig. 1.
Die Ohren der rechten Schale von Pecten acuminatus.
Fig. 2.
Die Ohren der linken Schale von Peeten acuminatus.
Barrois (2, S. 252) führt P. acuminatus aus dem Aptien von
Blangy an; auch hier sind die Rippen durch gleich breite Furchen
getrennt. Sonst scheint die französische Art in Gestalt und Form der
Ohren völlig der unsrigen und der Reuß’schen Art zu gleichen.
Von P. acuminatus bei d’Archiac soll sie sich durch die Skulptur
der Ohren und die geringere Anzahl der Rippen unterscheiden.
Vorkommen. Nach Geinitz im unteren Quadersandstein und
im unteren Pläner von Sachsen; Geinitz führt als Fundort auch
den cenomanen Grünsand von Le Mans in Frankreich an. Nach
d’Archiac in der cenomanen Tourtia de Tournay, nach Barrois
(2) im Aptien bei Blangy in Frankreich, nach Jukes Browne-
Hill im Cenoman von Devon in England. Außerdem im baltischen
Cenoman (Nötling, 42), in Böhmen nach Fri? an zahlreichen Fund-
orten, insbesondere der Klippenfazies der Korycaner Schichten, nach
Petrascheck noch in der Zone des Actinocamazx plenus in Böhmen,
Jahrbuch d. k. k. geol. Reichsanstalt, 1917, 67. Band, 2. Heft. (Dr. J. Woldfich.) 37
284 | Dr. Josef Woldrich. [18]
nach Zahälka (80, S. 7 und 131) Leitfossil für die Klippenfazies
seiner Zone II, die er zum Aptien rechnet. Bei Neratovic gehört
P. acuminatus zu den am reichlichsten vertretenen Arten.
Subgenus: Aequipecten.
Pecten (Aequipscten) decemcostatus Münster.
1833. , su GoldfuBß, Petref. Germaniae (23), II., S. 58, Tat. 92,
ig. 2.
1846. — —: Reuß, Versteiner. (56), II., S. 28, Taf. 39, Fig. 14.
? 1846. — rarispinus, Reuß, Versteiner. (56), Il.. S. 31, Taf. 39, Fig. 15.
1872. — decemcostatus, Geinitz, Elbtalgeb. (21), IL, S. 35, Taf. II, Fig. 8—9.
1905. — — Petrascheck, Zone des Actinocamax plenus (51), S. 429, Taf. 10,
Fig. 5—7.
Goldfuß führt einen Steinkern der linken Schale aus dem
Quadersandstein von Schandau bei Dresden an, nach Geinitz im
Mittelquader Sachsens, nach Jukes Browne-Hill (31) im Ceno-
man in Devon; Reuß fand diese Art im oberen und unteren Pläner-
kalk, in den Konglomeratschichten und im Hippuritenkalk von Kußlin,
im Pläner-, Grün- und Exogyrensandstein in Böhmen. Petrascheck
schließt aus der übrigen mit dem „turonen“ P. decemcostatus vorkom-
menden Fauna, daß der Pläner von Zohsee bei Landskron dem Ceno-
man angehören kann. In der Sammlung des böhmischen Landes-
museums sah ich unter den Versteinerungen der Korycaner Schichten
auch P. decemcostatus von Pfemyslan, außerdem wird er von Fri£ (9)
auch von KnöZivka angeführt. Von Neratovic liegt eine Schale vor.
Subgenus: Neithea.
Pecten (Neithea) quinquecostatus Sowerby.
Taf. IV (1), Fig. 12,
1846. Pecten versicostatus, Reuß, Versteiner. (56), IL, S. 31. (Teilweise.)
1847. Janira quinquecostata, d’Orbigny, Paleont. france. (44), IIL., S. 682, Taf. 444
Fig. 1-5.
1872. Vola quinquecostata, @einitz, Elbtalgeb. (21), I., S. 201, Taf. 45, Fig. 8-9.
1872. — — Geinitz, Elbtalgeb. ı22), Il., S. 36, Taf. 10, Fig. 17 18.
1877. — — Fri, Weißenberger und Malnitzer Sch. (11), S. 137.
1883. — — Friö, Iserschichten (12), S. 116, Fig. 90.
1889. — — Frit, Teplitzer Sch. (13), S.' 85.
1903. Pecten (Neithea) quinquecostatus, Woods, Cret. Lamellibr. (71), I1., S. 202,
Taf. 39, Fig. 14—17; Taf. 40, Fig. 1—5.
Höhe: ca. 15 mm. Länge: 11 mm.
Zwischen je zwei der sechs gröberen Rippen liegen je vier
niedrigere Rippen, von welchen wiederum die zwei mittleren stärker
sind als die seitlichen.
Vorkommen. Im Cenoman Frankreichs (d’Orbigny), in der
Zone d Pecten asper und A. laticlavius daselbst (nach Barrois, 2), in
der Unter- und Oberkreide Englands (Woods), im unteren Quader-
sandstein, unteren Pläner und Plänerkalke von Sachsen, in Zahälka’s
[19] Die Kreidefauna von Neratovie in Böhmen. 285
Zonen IVb, V, VII—X, in den Weißenberger, Malnitzer, Iser und
Teplitzer Schichten Böhmens nach Frid. Teilweise gehört zu dieser
Art auch P. versicostatus bei Reuß. Bei Neratovie eine rechte Schale.
Pecten (Neithea) Woodsi n. sp.
Tuf. IV (D), Fig. 18.
1833. Pecten striatocostatus, Goldfuß, Petref. Germaniae (23), S. 55, Taf. 93,
Fig. 2 f, 9 (? 2a und 5, nicht Fig. 2c, d, e!).
Höhe: 40 mm. Länge: 44 mm.
Unsere sehr schön erhaltene linke, flache Schale weist sechs breite
Falten mit etwas breiteren Zwischenfurchen auf. In letzteren liegen
zwischen je zwei Falten drei schmälere Faltenrippen, welche wiederum
von seichten konkaven Furchen getrennt werden (s. Taf. IV [I], Fig. 13).
Während die Furchen auf der Außenseite im Durchschnitt konkav er-
scheinen, ist ihre Innenseite ganz flach, Die ganze Innenseite der Schale
ist mit zahlreichen, mehr oder weniger feinen Radiallinien bedeckt.
Die sechs Falten am Unterrande springen deutlich hervor, außerdem
wird dieser von einem wulstigen, schwarzen Saume begleitet, wie dies
auch Goldfuß (Fig. 29) darstellt. Etwa parallel zum Unterrande und
den Seitenrändern verlaufen zickzackförm.ge Anwachslinien. Die Ober-
fläche der Außenseite der Schale ist dicht konzentrisch gestreift.
Das schön erhaltene hintere Ohr der Schale wird von zahl-
reichen ausstrahlenden Linien bedeckt, die gegen den hinteren Teil
des Ohres gröber werden und von konzentrischen Anwachsstreifen
dicht durchquert sind. Der ganze Oberrand des Ohres ist fein gekerbt,
sein Hinterrand an der Basis stark eingebogen. Vom vorderen Öhre
ist nur ein kleiner Teil erhalten. Der Wirbelwinkel ist spitz.
Unsere linke Schale stimmt völlig mit den Abbildungen 2 f, g
des Pecten striatocostatus bei Goldfuß überein, da jedoch dieser
Name von Favre (8), Holzapfel (48), Woods (71) für die
Figuren 2c,d,e beiG@oldfuß beibehalten wurde und die in Fig. 2a,
b, f, 9 abgebildeten Schalen allgemein für eine andere Art gehalten
werden, ‘womit auch ich völlig übereinstimme, muß letztere neu
benannt werden. Es sind also bei @oldfuß nach Favre und Holz-
apfel unter dem Namen Pecten striatocostatus zwei Arten zusammen-
gefaßt, die nicht zueinander gehören. Als Pecten striatocostatus wird
nach Holzapfel jene Art bezeichnet, welche schmale Rippen und
breite Zwischenräume hat, sowie 4—6 Radialstreifen besitzt, zwischen
die sich noch je ein feiner Zwischenstreifen einschiebt (bei Goldfuß
Fig. 2c,d,e); dagegen hat die andere Art (Fig. 2a, b) längsgestreifte
Rippen von gleicher Breite, wie die zwischen ihnen liegenden Furchen.
Erstere tritt im Senon von Dänemark, Aachen, Lemberg und im
Chalk rock Englands auf und zu ihr gehört also Pecten striatocostatus
bei Goldfuß (23, Taf. 93, Fig. 2c, d, e), bei Holzapfel (28, S. 239,
Taf. 26, Fig. 19), bei Woods (71, L, S. 217, Taf. 41, Fig. 9—10),
bei Ravn!) (S. 74).
a Molluskerne i Danmarks Kridtaflejringer I. K. Danske
Vidensk. Seisk. Skrifter, Vol. XI, 1902.
87°
286 Dr. Josef Woldrich. 120]
Ueber die Fig. 2 /, 9 bei Goldfuß äußert sich Holzapfel
überhaupt nicht, Woods vereinigt die Schalen (Fig. 2a, b, f, 9) zu
einer Art. D’Orbigny (44, S. 650, Taf. 449, Fig. 5—9) zählt zu
Pecten striatocostatus bloß die Goldfuß’schen Figuren 2 a, b, welche
nach Favre und Holzapfel von dieser Art auszuscheiden sind.
Die rechte Schale besitzt nach d’Orbigny sechs große Falten,
zwischen welchen wenig ausgehöhlte Partien liegen. In diesen sieht
man zwei undeutliche Streifen und zu ihren beiden Seiten zwei noch
weniger deutliche Streifen. Es dürfte nach dem Vorhergesagten auch
diese Art von Pecten striatocostatus abzutrennen sein. Jedenfalls ist
es sehr fraglich und unwahrscheinlich, ob die rechten Schalen (Fig. 2a, b)
bei Goldfuß den linken Schalen (Fig. 2/, 9) entsprechen. Die
Skulptur beider ist wesentlich verschieden.
Die neu zu benennende Pectenart, zu welcher «also die Schalen
(Fig. 2 f, 9) bei GoldfuBß und unsere wohlerhaltene linke Schale
gehören, will ich nach H. Woods!) als Peeten (Neithea) Woodsi n. sp.
bezeichnen.
Unsere Art ist verwandt mit Pecten (Neithea) quinquecostatus.
Ich konnte mehrere linke Schalen letzterer Art aus der Oberkreide
bei Lemberg, aus Westphalen, Belgien und Böhmen in den Sammlungen
des geolog.- paläont. Institutes der böhmischen Universität in Prag
mit der unsrigen vergleichen und fand, daß sich erstere von dieser
durch die mehr flachen und nicht so starken und breiten Falten, die
einfachere Skulptur, insbesondere auch durch den stumpfen, viel
größeren Wirbelwinkel und die bedeutend kürzeren Schloßränder unter-
scheiden.
Vorkommen. Nach Goldfuß in der Kreide von Mastricht
und in der chloritischen Kreide Westphalens. Bei Neratovic eine gut
erhaltene linke Schale.
Subgenus: Gamptonectes.
Pecten (Camptonectes) concentrice-punctatus (Reuß‘).
Taf. V (ID, Fig. 1a, 5 und Textfigur 3.
1846. Peeten concentrice-punctatus, Reuß, Versteiner. (56), II., S. 28, Taf. 39,
Fig. 8. .
? 1846. — arcuatus, Reuß, Versteiner. (56), IL, S. 27, Taf. 39, Fig. 7.
1885. — (Camptonectes) concentrice- punctatus, Nötling, Balt. Cenomangesch.
(42), S. 16, Taf. 2, Fig. 5.
1 linke Schale, Höhe: 95 mm. Länge: ca. 8 mm.
1 rechte Schale, Höhe: 12 mm. Länge: ca. 11 mm.
Die glänzenden Schalen sind sehr dünn. Die Wirbel spitzwinkelig.
Die linke Schale weist eine äußerst feine und zierliche Skulptur
auf, welche aus konzentrisch angeordneten, dichtgedfängten Punkten
besteht (Fig. 15), über welche oder zwischen welchen vielfach feine
!) Nach H. Woods, Professor der Paläozoologie in Cambridge, dem wir
die ausgezeichnete Monographie der englischen Kreidelamellibranchiaten ver-
danken.
[21] Die Kreidefauna von Neratovie in Böhmen. ' 287
konzentrische Linien verlaufen. Undeutliche, verschwommene und matte
Radialstreifen sind unregelmäßig auf der Oberfläche zerstreut, bilden
jedoch kein einheitliches Ornament. Das Vorderohr ist größer als das
hintere, ersteres rechtwinkelig, letzteres stumpfwinkelig (siehe Text-
figur 3). Das Vorderohr ist senkrecht zum Oberrand gebändert, die
Furchen zwischen den einzelnen Bändern sind punktiert. Das stumpfe
Hinterohr ist zunächst der Schale punktiert und gestreift, in der Nähe
des Außenrandes nur fein gestreift.
Eine rechte Schale eines anderen Individuums ist gleichfalls
konzentrisch punktiert, doch stehen die Punkte nicht so dicht an-
einander. Sie scheint auch dieser Art anzugehören, obwohl sie etwas
breiter ist. Die konzentrischen feinen Linien sind besonders in der
Nähe der Ränder sehr zahlreich, während hier die Punktierung in
den Hintergrund tritt. Beide Ohren sind gut erhalten. Das größere,
- —
«
u
Die Ohren der linken Schale von Pecten (Camptonectes) conrentrice-punctatus Reuß.
Vergrößert.
vordere Ohr ist an der Basis tief ausgeschnitten, seine Oberfläche
ist breit und erhaben gebändert, das stumpfe, viel kleinere Hinterohr
ist parallel zum schiefen Außenrande gestreift.
Die .beschriebene Art wurde vielfach mit Pecten divaricatus,
P. curvatus und P. arcuatus vereinigt. Bereits Nötling hat auf den
Chaos, welcher betrefis der genannten Arten in der Literatur herrscht,
hingewiesen. Unsere Exemplare stimmen im ganzen mit dem Pecten
concentrice-punctatus bei Reuß und Nötling überein. Reuß zeichnet
die Ohren der rechten Klappe jedoch gleich groß und rechtwinkelig,
die hier abgebildete, mehr ovale Schale gehört wohl einem jungen
Exemplare an. Auch bei Nötling (Fig. 5« und 55) sind die Ohren
fast gleich und rechtwinkelig gezeichnet, was nicht gut mit seiner
Beschreibung übereinstimmt; ihr Ornament ist nicht gut erkennbar.
Sehr ähnlich unseren Exemplaren ist insbesondere, was die Skulptur.
und die Ohren anbelangt, auch P. arcuatus bei Reuß. Infolge ihrer
sehr deutlich auftretenden Radialskulptur gehören also meiner An-
sicht nicht hierher Peecten divaricatus bei Reuß (56, S. 28, Taf. 39,
Fig. 6), Nötling (42, S. 17; Taf. 2, Fig. 6); letzterer trennt ihn
auch von Pecten concentrice- punctatus ab. Ferner Pecten virgatus bei
288 Dr. Josef Woldfich. [22]
d’Orbigny (44, S. 602, Taf. 434, Fig. 7—10), Pecten curvatus bei
Geinitz (21,1., S. 193; Taf. 43, Fig. 15 und 22, II., S. 33, Taf. 10,
Fig. 1) und bei Fri (11—15).
Vorkommen. Im unteren Plänerkalke von Laun und im Kalk-
mergel in Böhmen (Reuß), im baltischen Cenoman (Nötling).
Subgenus: $yncyclonema.
Pecten (Syncyclonema) orbicularis Sowerby.
Taf. V (II), Fig. 2a, b.
1846. Pecten orbicularis, Reuß, Versteiner. (56), II, S. 27, Taf. 41, Fig. 18—19
1846. — laminosus, Reuß, Versteiner. (56), IL, S. 27, Taf. 39, Fig. 5.
1847. — orbieularis, d’Orbigny, Pal&ont. france. (44), III, S. 597, Taf. 433,
’
Fig. 14—16.
1872. — !aminosus, Geinitz, Elbtalgeb. (21), I, S. 192, Taf. 43, Fig. 14.
? 1877. -- — Fri, Weißenberger und Malnitzer Sch. (11), S. 136, Fig. 126.
1885. — ee Nötling, Balt. Cenomangesch. (42), S. 19, Taf. III,
ig. 4—5.
1885. — laminosus, Nötling, Balt. Cenomangesch. (42), S. 19, Taf. III, Fig. 3.
1902. (Syneyclonema) orbieularis, Woods, Cret. Lamellibr. (71), I., S. 145,
Taf. 27 und Textfigur.
? 1911. — laminosus, Fric, Koryc. vıstvy (10), S. 43.
‘Höhe: 10 mm. Länge: 3 mm. Eine linke Schale.
Die Schale ist rund-oval, der Wirbelwinkel fast 90°. Oberfläche
der Schale (Innenseite) fast glatt, sehr fein konzentrisch gestreift; -
die Ohren fast rechtwinkelig, das vordere größer als das hintere.
Sehr schön erhalten ist die zierliche Farbenzeichnung auf der Innen-
seite der Schale. Unregelmäßig zickzackförmige, weiße Farbenstreifen,
welche zu einer Seite von einem dunklen Bande begleitet werden,
verlaufen über die ganze Oberfläche der Schale; außerdem beobachtet
man eine konzentrische weiß-schwarze Bänderung und unregelmäßig
verlaufende helle und dunkle Radialfarbenstreifen.
Eine zickzackförmige Bänderung wurde, soweit mir bekannt, bei
P. orbicularis bisher nur von Nötling an einem Exemplar aus den
baltischen Cenomangeschieben beobachtet. Doch unterscheidet sich
die daselbst abgebildete Schale von unserer durch die mehr stumpf-
winkeligen Ohren, auch fehlen die konzentrischen Farbenstreifen.
Holzapfel (28, S. 230, Taf. 26, Fig. 14—15) führt aus dem Grün-
sande von Vaals eine sonst recht ähnliche Art als Pecten fulminifer
an. Die Ohren dieser Art sind rechtwinkelig wie bei uns, doch sollen
die Ziekzacklinien auf der Oberfläche erhaben sein und keine Farben-
zeichnung, sondern eine wahre Skulptur bilden, was bei uns aller-
dings nicht zuzutreffen scheint.
Woods hält P. laminosus für identisch mit P. orbicularis.
Vorkommen. Im Albien und Cenoman Frankreichs (d’Orbigny),
in der Unterkreide und dem Cenoman Englands (W oods), in den
baltischen Cenomangeschieben (Nötling), im unteren Quader und
Pläner Sachsens (Geinitz), in den Korycaner, Weißenberger und
Malnitzer Schichten nach Fri& und Krej?ti (34), in der Zone II
nach Bfet. Zahälka (73) usw.
[23] Die Kreidefauna von Neratovic in Böhmen. 289
Familie; Limidae d’Orbigny.
Genus: Lima Bruguiere.
Subgenus: Mantellum.
‚ Lima (Mantellum) sp. cf. elongata (Sowerby).
? 1845. Lima elongata, Reuß, Versteiner. (56), II, S. 33, Taf. 38, Fig. 6.
? 1847. — Astieriana, d’Orbigny, Paleont. franc. (44), III, S. 549, Taf. 420,
Fig. 4—7.
? 1872. — elongat«, Geinitz, Elbtalgeb. (22), IL, S. 40, Taf. 9, Fig. 9--10.
1877. — Friö, Weißenberger und Malnitzer Sch (11), S. 132, Fig. 116.
1904. — — Woods, Cret. Lamellibr. (72), IL, S. 34, Tat. 6, Fig. 5—7.
1905. — (Mantellum) elongata, Petrascheck, Zone des Actin. plenus (51),
S. 432.
? 1911. — — Frit, Koryc. vrstvy (10), 8. 43.
2 Steinkerne gehören wahrscheinlich zu dieser Art. Sie stimmen
im ganzen mit den Woods’schen Schalen aus dem Chalk marl Eng-
lands überein, doch sind’ ihre Rippen nicht so scharf wie bei jenen.
In dieser Hinsicht stimmen sie mit Lima Astieriana bei d’Orbigny
überein; die breiteren Furchen am Hinterrande, die Geinitz anführt,
treten auch bei einem unserer Steinkerne auf. Doch ist die Zugehörig-
keit der sächsischen turonen Art zu L. elongata nach Woods, d’Or-
bigny und Petrascheck zweifelhaft. Die von Reuß abgebildeten
Schalen sind höher und von anderem Umrisse; ihre Zugehörigkeit zu
L. elongata ist gleichfalls zweifelhaft.
Vorkommen. Im englischen Cenoman (Woods), im fran-
zösischen Cenoman (d’Orbigny), im Mittelpläner, Plänerkalke und
Plänermergel Sachsens (Geinitz) kommt die von d’Orbigny (46,
S. 249) als Lima Reußi bezeichnete Art vor. Friö führt das Vor-
kommen von Lima elongata in den Korycaner Schichten als zweifelhaft
an, doch wurde sie von Petrascheck in der Zone des Actinocamax
plenus in Böhmen aufgefunden. Nach Zahalka (80) auch in den
Zonen IVb, Va, VI und VII.
Lima (Mantellum) leichenbachi Geinitz.
1839. Lima Reichenbachi, Geinitz, Charakteristik (19), 1., S. 24, Taf. 8, Fig. 4.
1846. — — Reuß, Versteiner. (56), Il., S. 34.
1847. — — d’Orbigny, Paleont. franc. (44), IIL, S. 544, Taf. 418, Fig. 1-4.
1872. — — Geinitz, Elbtalgeb. (21), I., S. 203, Taf. 43, Fig. 1—2.
1904. — — Woods, Cretac. Lamellibr. (72), IL, S. 39, Taf. 6, Fig. 14—15.
1911. — — Friö, Korye. vrstvy (10), 8. 43, Fig. 195.
Der Beschreibung bei Geinitz habe ich nichts zuzufügen.
D’Orbigny führt diese Art aus seiner etage turonien an,
d’Archiac aus der ‘Tourtia Belgiens, Woods aus dem Upper
Greensand und Cenoman Englands, Geinitz hält sie für eine Leit-
muschel der unteren cenomanen Schichten Sachsens. Nach Reuß in
den Konglomeratschichten von Teplitz und Janegg, im Hippuriten-
290 Dr. Josef Woldfich. [24]
kalke "von Kuölin, nach B. Zahälka (73) und Frid an mehreren
Lokalitäten der Korycaner Schichten, beziehungsweise der Zone II in
Böhmen. Bei Neratovie zwei Schalen.
Subgenus: Limea.
Lima (Limea?) pseudocardium Reuß.
1846. Lima pseudocardium, Reuß, Versteiner. (56), Il., S. 33, Taf. 38, Fig. 2-3.
1872. — — Geinitz, Elbtalgeb. (21), I., S. 240, Taf. 42, Fig. 14—15.
1877. — — Friö, Weißenberger und Malnitzer Sch. (11), S. 133, Fig. 119.
1911. — — Frit, Korye. vıstvy (10), S. 41.
Höhe: 11, 8 mm. Länge: 9, 6 mm.
Die etwas schiefe und ovale, hochgewölbte Schale fällt nach
vorn etwas steiler ab als nach hinten. Ohren klein, stumpfwinkelig.
Oberfläche mit runden, erhabenen Querstreifen, welche von gleicher
Breite oder etwas schmäler sind als die flachen Zwischenfurchen.
Reuß führt auch eine feine konzentrische Streifung an.
Vorkommen. In cenomanen und turonen Schichten Sachsens
(Geinitz), ebenso in Böhmen (Reuß); Fric führt sie aus den
Weißenberger und Malnitzer, sowie aus den Korycaner Schichten an.
Nach Zahälka (79, S. 108) in den Zonen II—V, VI—IX, Xd in
Böhmen. Nach Gümbel (25) soll sie sogar in oberturonen und
senonen Schichten Bayerns auftreten. Bei Neratovie zwei Schalen.
Subgenus: Gtenoides.
Lima (Ctenoides) rapa d’Orbigny.
Taf. V (II), Fig. 3.
1847. Lima rapa, d’Orbigny, Paleont. franc. (44), IIl., S. 516, Taf. 419, Fig. 1—4.
1872. — — Geinitz, Elbtalgeb. (21), I., S. 206, Taf. 43, Fig. 4.
1904. — — Woods, Cret. Lamellibr. (72), II, S. 40, Taf, 6, Fig. 17; Taf. 7,
Fig. 1, Textfigur 6.
Höhe: 93, 52, ca. 40 mm. Länge: 62, 38, 31 mm.
Die Dimensionen völlig übereinstimmend mit den englischen
Exemplaren (Woods).
Die fast symmetrischen, flachgewölbten Schalen sind von ovalem
Umrisse. Ohren stumpfwinkelig. Wirbel spitz. Bei unseren Steinkernen
sind hauptsächlich nur eine konzentrische Streifung und gröbere An-
wachsstreiffen zu beobachten. An erhaltenen Schalen beschreibt
d’Orbigny und Woods auch Radialstreifen. Bei einem unserer
Steinkerne ist die Radialstreifung nur ganz schwach angedeutet.
Vorkommen. Im Cenoman Frankreichs (dX’Orbigny), im
Upper Greensand und Cenoman Englands (Woods), im unteren Pläner
Sachsens (Geinitz). Krejtt (34) führt diese Art auch aus den
Korycaner Schichten in Böhmen an. Bei Neratovic drei Schalen.
[25] Die Kreidefauna von Neratovic in Böhmen. 291
Subgenus: Plagiostoma.
Lima (Plagiostoma) sp., cf. dichotoma Jeuß.
1846. Lima dichotomä, Reuß, Versteiner. (56), II., S. 35, Taf. 38, Fig. 10.
Höhe: 46, 50 mm. Länge: 36, 39 mm.
Die schief ovale, sehr flach gewölbte Schale ist mit konzentrischen
Linien, Anwachsstreifen und mit breiten, flachen, oft welligen Radial-
streifen bedeckt. Vor dem Schloßrand fast gerade, etwas konkav.
Die vordere Area stark vertieft und von einer scharfen Kante begrenzt.
Hinterer Schloßrand viel kürzer als der vordere, gerundet und in
den ovalen Unterrand übergehend. Bei einer rechten Schale ist das
hintere, stumpfwinkelige Ohr erhalten. Die Wirbel sind spitzwinkelig.
Die Schalen erinnern am meisten an L. dichotoma Reuß, sonst wohl
auch an L. abrupta d’Orbigny (44, S. 559, Taf. 423, Fig. 6—9). Von
L. Hoperi unterscheiden sie sich durch ihre bedeutendere Höhe, den
ovalen Umriß und die spitzwinkeligen Wirbel.
Vorkommen. Nach Reuß im oberen Plänerkalk Sachsens.
Bei Neratovic mehrere unvollständige Schalen und Steinkerne.
Familie: Pernidae Zittel.
Genus: Gervillia Defr.
Gervillia sp. cf. rostrata ? (Sowerby).
1846. Avicula cenomanensis, d’Orbigny, Paleont. france (44, III., S. 476, Taf. 391,
Fig. 11-13.
1895. — cf. cenomanensis, Tiessen, Subherc. Tourtia (64), S. 479.
i905. Gervillia rostrata, W oods, Cret. Lamellibr. (72), Il.,S. 83, Taf. 11, Fig. 12—23.
Schale von schief dreiseitigem Umrisse. Der konvexe Schalen-
rücken verflächt sich gegen die Seitenränder und den Unterrand.
Hintere Flügel dreieckig, am Uebergange zum Hinterrande ein-
gebuchtet und längs des Schloßrandes verdickt.
Unsere Steinkerne erinnern am meisten an Gervillia rostrata
bei Woods und an die synonyme Avicula cenomanensis aus dem
französischen Cenoman.
Vorkommen. Upper Greensand und Gault (?) in England
nach Woods, Cenomau Frankreichs (d’Orbigny), untere Tourtia
am Harze (Tiessen); bei Neratovic zwei Steinkerne.
Familie: Astartidae Gray.
Genus: Astarte Sow.
Astarte elongata d’Orbigny.
Taf. V (II), Fig. 4.
1844. Astarte elongata, d’Orbigny, Paleont. franc. (44), III, S. 68, Taf. 263,
Fig. 8-11').
!) Die Figuren 8—11 sind auf der Tafel als Astarte oblonga Desh. im Texte
als A. elongata angeführt.
Jahrbuch d.k. k. geol. Reichsanstalt, 1917, 67. Band, 2. Heft. (Dr. J. Woldfich.) 38
292 | Dr. Josef Woldrich. [26]
1873. Astarte cingulata, Geinitz, Elbtalgeb. (21), L, S. 226, Taf. 50, Fig. 8.
1900. — elongata, Wollemann, Bivalven und Gastropoden (68), S. 102.
1906. — — Woods, Cret. Lamellibr. (72), II., S. 102, Taf. 14, Fig. 2—3.
? 1911. — gibba, Fri, Koryc. vrstvy (10) S. 32, Fig. 145.
Höhe: 185, 16, 11 mm. Länge: 26, 23, 19 mm.
Schale schief oval, von bedeutender Dicke. Vorder- und Hinter-
rand gerundet und in den fast geraden Unterrand übergehend. Die
kleinen Wirbel liegen gewöhnlich im vorderen Drittel der Schalen-
länge, stets jedoch vor ihrer Mitte. Von den Wirbeln zieht sich
gegen den Hinterrand eine gewöhnlich deutliche kielförmige Erhebung,
oberhalb welcher die Schale schmal vertieft ist. Das Bandfeld ist sehr
schmal. Der Innenrand der Schale scheint gekerbt gewesen zu sein.
Die Skulptur besteht aus konzentrischen erhabenen Streifen,
sowie aus sehr groben Anwachsstreifen; letztere bedingen das
wulstige Aussehen der Schalen.
Ich finde keine wesentlichen Unterschiede zwischen der A. elon-
gata d’Orbigny und der Geinitz’schen Art A. cöngulata, auch Woods
hält beide Arten für wahrscheinlich identisch. Auch scheint das
Schalenbruchstück von A. gibba, welches Fri@ aus den Korycaner
Schichten von Korycan anführt, hierher zu gehören.
Vorkommen. D’Orbigny führt die Art aus dem Unterneocom
Frankreichs, Woods aus dem Lower Greensand Englands, Wolle-
mann aus dem holländischen Neocom an. Die Astarte cingulata bei
Geinitz stammt aus den tiefsten Schichten des unteren Pläners
von Plauen und den Konglomeraten des unteren Quaders im Tunell
von Oberau in Sachsen. Aehnlich auch d’Archiac’s Cyprina incerta
(1, S. 103, Taf. 14, Fig. 6).
Interessant ist also das häufige Erscheinen dieser Art, welche
sonst hauptsächlich aus dem Neocom angeführt wird, im sächsischen
Cenoman und bei Neratovic, eventuell auch bei Korycan. Bei Neratovic
sehr häufig.
Familie: Crassatellitidae Dall.
Genus: Crassatellitides Krüger.
Crassatellitides vindinnensis (d’Orbigny).
Taf. V (II), Fig. 5.
1844. en: d’Orbigny, Pal&ont. franc, (44), IIL., S. 79, Taf. 266,
ig. 1-3.
1906. PR — Woods, Cret. Lamellibr. (72), II., S. 129, Taf. 19, Fig. 2—3}
1911. Crassatella — Frit, Koryce. vrstvy (10), 8. 32, Fig. 141.
Höhe: 185 mm. Länge: 23 mm.
Die Oberfläche der ziemlich starken Schale ist mit breiten kon-
zentrischen Anwachsstreifen bedeckt, welche am Hinterteile der Schale
sich lamellenartig erheben. Die Wirbel sind weit nach vorn gerückt,
so daß der Vorderteil der Schale ziemlich kurz ist. Vor den Wirbeln
liegt eine ziemlich tiefe Lunula, hinter den Wirbeln eine schmale
vertiefte Area,
[27] Die Kreidefauna von Neratovie in Böhmen. | 293
Der Unterrand ist mäßig konvex und geht gerundet in den
Vorderrand über. Der Oberrand bildet mit dem Hinterrand einen
stumpfen Winkel. Von den Wirbeln verläuft gegen die hintere untere
Schalenecke ein Kiel, längs welchem die Schale gegen den Öber-
und Hinterrand abfällt; dieser Schalenteil ist flach oder schwach
konkav. Ueber die Mitte desselben geht‘ noch eine schwach
angedeutete Kante gegen den Hinterrand. Bei den englischen
Exemplaren, welche Woods abbildet, tritt sie schärfer hervor.
Vorkommen. Nach d’Orbigny im französischen Cenoman,
nach Woods und Browne-Hill (30) im englischen Cenoman, nach
Fri? in den Korycaner Schichten Böhmens. Bei Neratovic ein ganzes
Exemplar mit beiden Schalen und ein Steinkern.
Crassatellites arcaceus (koemer).
1841. Crassatella arcacea, Römer, Norddeutsches Kreidegeb. (58), S. 74, Taf. 9,
Fig. 24.
? 1846. — — Reuß, Versteiner. (56), II., S. 3, Taf. 33, Fig. 27.
nicht? 1877. — — Frit, Weißenberger und Malnitzer Sch. (11), S. 115, Fig. 27,
1885. — — Böhm, Grünsand (4), S. 108.
1885. — — var. subarcacea, Böhm, Grünsand (4), S. 110,
? 1889. — arcacea, Holzapfel, Aachener Kreide (28), S. 191, Taf. 20.
? 1911. — — Frit, Korye. vrstvy (10), S. 32, Fig. 142.
Höhe: 30 mm. Länge: 43—47 mm.
Die schwach gewölbte Schale ist vorn kurz und nach hinten
verlängert. Von den Wirbeln verläuft gegen die hintere Ecke des
Unterrandes ein deutlicher Kiel. Das oberhalb desselben liegende
Feld der Schale ist flach oder etwas konkav; bei einem Steinkern
ist die Schale auch unterhalb des Kieles etwas eingedrückt wie bei
Roemer. Vorderer Schloßrand konkav, hinterer Schloßrand gerade
“und schräg, mit dem Hinterrand einen stumpfen Winkel bildend.
Unterrand gerade bis schwach konvex. Eine Kerbung des Unter-
randes, wie dies Roemer angibt, ist bei unseren ebenso wie bei
den von Reuß beschriebenen Exemplaren nicht zu beobachten. Von
der Crassatella arcacea bei Holzapfel unterscheiden sich unsere
Schalen durch den schiefen Hinterrand, welcher bei ersterer fast
senkrecht zum Unterrand verläuft. In dieser Hinsicht erinnern sie
jedoch an Böhms Crass. subarcacea, die sich von Cr. arcacea sonst
hauptsächlich nur durch ihre größere Länge unterscheidet. Die von
Reuß und Fri (Korycaner Schichten) abgebildeten Schalen sind
bedeutend höher als die unsrigen. Die von Fri? in den Weißen-
berger Schichten angeführte Or. arcacea ist nach hinten und unten
noch mehr ausgezogen als bei Reuß und gehört vielleicht einer
anderen Art an. .
Die Oberfläche ist mit ziemlich starken konzentrischen Streifen
bedeckt.
Vorkommen. Nach Roemer im oberen Kreidemergel von
Quedlinburg und Dülmen, nach. Böhm im Grünsande von Aachen,
nach Holzapfel im Aachener Sande, nach Reuß im unteren glau-
38*
394 Dr. Josef Woldiich. [28]
konitischen Quader, nach Friö in den Korycaner Schichten bei
Kntzivka, nach Zahälka (79, S. 107) in seinen Zonen II, V, IX,
Xb, ce in Böhmen. Nach Scupin (60) soll diese Art zum erstenmal
- in den Chlomeker Schichten auftreten, was sich nach unserem Funde
und der oben zitierten Verbreitung nicht bestätigen läßt. Bei Neratovic
mehrere Schalen und Steinkerne.
Familie: Cyprinidae Lam.
Genus: Cyprina Lam.
Subgenus: Venilicardia.
Oyprina (Venilicardia?) sp. cf. quadrata d’Orbigny.
? 1840. Isocardia cretacea, G einitz, Charakteristik (19), II., S. 53, Taf. 11, Fig. 6—7.
1844. Cyprina quadrata, d’Orbigny, Pal6ont. france. (44), IIl., S. 104, Taf. 276
1873. — — Geinitz, Elbtalgeb. (22), Il, S. 62, Taf. 17, Fig. 14—16.
1877. — -—- Frit, Weißenberger und Malnitzer Sch. (11), S. 116, Fig. 76.
? 1883. — — Frit, Iserschichten (12), S. 101, Fig. 65.
1895. — — Tiessen, Subhere. Tourtia (64), S. 486.
1897. Arctica — Woods, Mollusca (70), S. 390, Taf. 27, Fig 25; Taf. 28, Fig. 1.
1907. Oyprina (Venilicardia?) quadrata, Woods, Cret. Lamellibr. (72), IL., S. 146,
Taf. 23, Fig. 6—9.
1911. — — Frit, Koryc. vrstvy (10), S. 33, Fig. 147.
Höhe: 28, 39 mm. Länge : 30, 40 mm.
Bei Neratovie sind nur Steinkerne vorhanden; bloß in einem
Falle ist im Bereiche der Lunula die gestreifte Schale erhalten.
Vorkommen. Im französischen Cenoman (d’Orbigny), nach
Barrois (2) daselbst in den Zonen & Pecten asper, Ammonites lati-
clavius und Actinocamax plenus, im englischen Gault bis Chalk rock
(Woods), im unteren Pläner, Plänerkalke und oberen Quadersandstein
des Elbtalgebirges in Sachsen (Geinitz), nach Friö in den Iser-
schichten, Weißenberger und Korycaner Schichten, nach Zahälka (80)
in den Zonen IVb, Va, VII u.a. Bei Neratovie häufig.
Genus: Trapezium Megerle.
Trapezium trapezoidale (Joemer).
Taf. V (I), Fig. 6 a, b.
1841. Crassatella trapezoidalis, Römer, Norddeutsches Kreidegeb. (58), S. 74
Taf. 9, Fig. 22.
? 1846. — protracta, Reuß, Versteiner. (50), Il., S. 3, Taf. 37, Fig. 15.
1847. — trapezoidalis, d’Archiac, fossiles du Tourtia (1), S. 302.
1873. Cyprina — Geinitz, Elbetalgeb. (21), I., S. 229, Taf. 50, Fig. 6.
1897. Trapezium trapezoidale, Woods, Mollusca (70), S. 391, Taf. 28, Fig. 9—10,
1897. Crassatella tricarinata, Frit, Chlomeker Sch. (15), S. 52, Fig. 54. (Teilweise.)
1907. Trapezium trapezoidale, Woods, Cret. Lamellibr. (72), IL, S. 149, Taf. 23,
Fig. 17—19.
Höhe: 8, 10, 12, 13, 15 mm. Länge: 14, 15, 20, 21, 24 mm.
Breite: 7, 9 mm.
[29] Die Kreidefauna von Neratovie in Böhmen. 295
Schale trapezförmig; ihr schwach konvexer Unterrand geht all-
mählich in den gerundeten Vorderrand über, während er mit dem
Hinterrande einen spitzen Winkel bildet. Der Hinterrand ist gerade
und grenzt stumpfwinkelig an den geraden hinteren Schloßrand; beide
sind fast gleich lang. Der vordere Schloßrand und Vorderteil der
Schale ist sehr kurz infolge der weit nach vorn gerückten, um-
gebogenen Wirbel. Von den Wirbeln streicht ein scharfer Kiel gegen
die hintere, untere Ecke der Schale, welcher den größeren, konvexen
Teil des Schalenrückens von einem kleineren, dreieckigen und konkaven
Felde abgrenzt. Letzteres wird auch gegenüber der Area von einer
scharfen Kante begrenzt. Die schmale Area fällt beiderseits schief
zum hinteren Schloßrande ab.
Die Oberfläche der Schale samt dem PBandfelde ist fein
konzentrisch gestreift. Die von Geinitz beschriebenen Exemplare
mögen wohl Steinkerne sein, da er ihre Oberfläche glatt nennt.
Crassatella protracta bei Reuß ist etwas mehr in die Länge gezogen
als der von Roemer aufgestellte Typus der Ür. trapezoidalis und
läßt sich von dieser nicht abtrennen. Die englischen Schalen (Woods)
weisen in der Regel eine bedeutendere Breite als die unsrigen auf;
sie gleicht fast der Höhe, ja kann dieselbe sogar noch überschreiten.
Fri& führt aus den Chlomeker Schichten Cr. tricarinata an; sie
gehört zum Teil, wie ich aus den Originalen im böhmischen Landes-
museum ersah, zu unserer Art, da sie weder drei scharfe Kiele
besitzt, noch die mehr ovale Form der Cr. tricarinata aufweist.
Vorkommen. Nach Roemer im Pläner von Strehlen; doch
soll dieser Fundort nach Geinitz auf einem Irrtum beruhen.
Geinitz führt diese Art aus dem unteren Pläner von Plauen in
Sachsen an, d’Archiac, aus der Tourtia von Tournay, Woods .aus
dem Chalk rock Englands, Reuß aus dem Plänerkalke von Laun in
Böhmen, Frit aus den Chlomeker Schichten (= Or. tricarinata zum Teil)
an. Trapezium trapezoidale gehört zu den häufigsten Versteinerungen
von Neratovic.
Familie: Unicardiidae Fischer.
Genus: Unieardium d’Orbigny.
Unicardium (2) Mailleanum (d’Orbigny).
Ta£. 3. {IT Big. 7.
1844, Cardium Mailleanum, d’Orbigny, Paleont. franc. (44), IIl., S. 40, Taf. 256,
Fig. 7—12.
1912. Unicardium (?) — Woods, Cret. Lamellibr. (72), II., S. 428, Taf. 62, Fig. 7-—9.
Höhe: 23, 25 mm. Länge: 29, 26 mm. Breite: 18 mm.
Die ziemlich hochgewölbte Schale ist vorn niedriger als hinten,
mit gerundetem Vorderrand, konvexem, gekerbtem Unterrande; der
rundliche bis fast gerade Hinterrand geht unter stumpfem Winkel in
den hinteren Schloßrand über. Die Schale ist durch konzentrische
Anwachsstreifen und flache, nicht hohe Radialstreifen verziert, welche
durch schmälere, seichte Furchen getrennt werden, Die Wirbel sind
nach vorwärts gebogen.
396 Dr. Josef Woldtich. [30]
Stoliezka (61, Ill., S. 213) rechnet diese Art zur Gattung
Laevicardium; Woods fand an Steinkernen zwei Schloßzähne und
zählt die Art zu Unicardium (?).
Vorkommen. Nach d’Orbigny im Cenoman Frankreichs,
nach Woods in der Zone of Schloenbachia varians in England. Bei
Neratovic zwei vollständige Exemplare.
Familie: Tellinidae Desh.
Genus: Tellina Linn.
Tellina semicostata Roemer.
1840. Psammobia semicostata, Geinitz, Charakteristik (19), II, S. 49, Taf. 16,
Fig. 6.
1841. — — Roemer, Norddeutsches Kreidegeb. (58), S. 74, Taf. 9, Fig. 21.
1846. Tellina semicostata, Reuß, Versteiner. (56), Il., S. 19, Taf. 36, Fig. 11—12.
1873. — — Geinitz, Elbtalgeb. (21), I., S. 231, Taf. 51, Fig. 7-8.
? 1885. — — Nötling, Balt. Cenomangesch. (42), S. 33, Taf. 6, Fig. 2.
1911. — — Fri£, Korye. vrstvy (10), S. 39 Fig. 174.
nicht 1911. — — Frit Korye vıstvy (10), S. 35, Fig. 157.
Höhe: 21 mm. Länge: ca. 31 mm.
Bei Neratovie fand ich bloß eine linke Schale.
Bei Fri& (Korycaner Schichten) ist Tellina semicostata zweimal
angeführt und abgebildet. Die auf S. 35, Fig. 157 angeführte Tellina
semicostata gehört nicht zu dieser Art, zumal nach seiner Abbildung
die ganze Oberfläche radial gestreift ist, was doch bei T'. semicostata
nicht der Fall ist. Wenn Friö hier als synonyme Art die Tellina
tenuissima bei Reuß (56, II, S. 19, Taf. 36, Fig. 18, 24) anführt, so
beruht dies offenbar auf einem Versehen, da ja diese Art in jeder Be-
ziehung ganz anders aussieht.
Vorkommen. In den baltischen Cenomangeschieben (Nötling),
im unteren Pläner in Sachsen (Geinitz), im unteren Quader und
unteren Pläner in Böhmen (Reuß), nach Friö in den Korycaner
Schichten, nach Zahälka (79) in den Zonen II, II, IV, Va, IX,
Xb in Böhmen.
Familie: Veneridae Leach.
Genus: Baroda Stoliczka.
Subgenus: Icanotia.
Baroda (Icanotia ?) impar (Zittel).
? 1844. Capsa elegans, d’Orbigny, Pal6ont franc. (44), IIL., S.423, Taf. 381, Fig. 1—2.
1865. Psammobia impar, Zittel, Gosaugeb. (82), S. 120, Taf. II, Fig. 4.
1870/1. Baroda (lcanotia) — Stoliczka, Pelecypoda (61), S. 168.
1873. Psammobia Zitteliana, Geinitz, Elbtalgeb. (21), I., S. 232, Taf. 51, Fig. 9.
Von Neratovie liegen nur zwei Fragmente linker Schalen vor.
Auf ihrer Oberfläche sieht man zunächst eine dichte Radialstreifung,
[31] Die Kreidefauna von Neratovic in Böhmen 9297
am Hinterteil stehen die Radialstreifen mehr auseinander und werden
auch viel gröber. Der Vorderteil ist nach Zittel durch hinzutretende
konzentrische Streifen fein gegittert. Die Schalen sind nach hinten
sehr stark verlängert.
Die Capsa elegans aus dem französischen Cenoman ist viel kleiner.
Unsere Exemplare stimmen völlig mit der Zittel’schen Art überein,
insbesandere auch, was den geraden Unterrand anbelangt, welcher bei
Psammobia Zitteliana Geinitz etwas konvex erscheint. Doch scheinen
mir keine wesentlichen Unterschiede zwischen diesen beiden Arten
vorzuliegen, weshalb ich den älteren Namen beibehalte.
Nach Stolieczka gehört Psammobia impar zu Baroda, Subgenus
lcanotia, wohin er sie provisorisch stellt.
Vorkommen. Im französischen Cenoman (d’Orbigny), selten
in der Gosaukreide (Zittel), im unteren Pläner Sachsens (Geinitz).
Genus: Cyprimeria Conrad.
Subgenus: Cyclorisma..
Oyprimeria (Cyclorisma) faba (Sowerby).
? 1845. Venus faba, d’Orbigny, Paleont franc. (44), III., S. 444, Taf. 385, Fig. 6—8
nicht 1846. — — Reuß, Versteiner. (56), II., S. 21, Taf. 41, Fig. 12.
1873. — - Geinitz, Elbtalgeb. (22), II., S. 65, Taf. 18, Fig. 9-10.
1885. — — Nötling, Balt. Cenomangesch. (42), S. 32, Taf. 6, Fig. 1.
nicht 1889. — — Holzapfel, Aachener Kreide (38), S. 165, Taf. 13, Fig. 7—10.
? 1897. — (Tapes) faba, Fri, Chlomeker Sch. (15), S. 63, Fig. 80.
1908. Cyprimeria (Cyclorisma) faba, Woods, Cret. Lamellibr. (72), S. 187, Taf. 29,
Fig. 7—13.
1911. Venus faba, Fri, Koryc. vrstvy (10), S. 39, Fig 176.
Höhe: 13 mm. Länge: 17 mm.
Betreffs dieser Art herrschte in der Literatur eine arge Ver-
wirrung, es wurden viele andere Arten mit ihr vereinigt. Zunächst
versuchte Holzaptel (28, S. 165— 167) nicht hierhergehörende
Arten auszuscheiden; nach Woods, Müller u.a. gehört aber auch
Holzapfel’s V. faba zufolge ihres mehr gekrümmten Ventralrandes,
ihres abweichenden Hinterteiles und Schlosses nicht hierher. Uns
liegt von Neratovic nur eine rechte Schale vor, welche völlig mit
den englischen (Woods) sowie anderen oben angeführten Schalen
übereinstimmt.
Vorkommen. Im französischen Cenoman und Turon (d’Or-
bigny), im englischen Upper Greensand und Gault (Woods), in den
baltischen Cenomangeschieben (Nötling), im Plänerkalk von Strehlen
in Sachsen (Geinitz), in den Chlomeker (?) und Korycaner Schichten
(Friö), in den Zonen II, III, IV, IX, X5, c, d nach Zahälka in
Böhmen. Bei Neratovice bloß eine rechte Schale.
298 Dr. Josef Woldfich. [32]
. Oyprimeria sp.
Höhe: 14, 18 mm. Länge: 145, 19 mm. Breite: 8°5, 11 mm.
Die Schalen fast kreisrund mit fein konzentrisch gestreifter
Oberfläche, welche ohne Lupe fast glatt erscheint. Die Mantel-
einbuchtung an Steinkernen ist ziemlich tief. Das Schloß ist mir
leider unbekannt. Vielfach erinnern die Schalen an Tapes nuciformis
Müll. (siehe Holzapfel 28, S. 167, Taf. 13, Fig. 1—5), jedoch sind
sie etwas weniger gewölbt. Von Venus Goldfussi bei Geinitz (22,
II, S. 67, Taf. 18, Fig. 16---17) unterscheiden sie sich durch die
Streifung, während die letztgenannte Art als glatt bezeichnet wird.
Friö fand in den Chlomeker Schichten (15, S. 61, Fig. 79) Stein-
kerne, deren Zugehörigkeit zu V. Goldfussi oder Tapes nueiformis
er nicht zu entscheiden vermag. Sie sind bedeutend größer als unsere
Exemplare, wie ich an den Originalen im böhmischen Landesmuseum
feststellen konnte, gleichen diesen in ihrer Gestalt jedoch vollständig.
Bei Neratovie recht häufig.
Familie: Cardiidae Lam.
Genus: Protocardia Beyr.
Protocardia Hillana (Sowerby).
1844. Cardium Hillanum, d’Orbigny, Paleont. franc. (44), IIL., S. 27, Taf. 243.
1846.: Protocardia Hillana, Reuß, Versteiner. (56), II., S. 22, Taf. 45, Fig. 2.
1864. Cardium (Protocardia) Hillanum, Zittel, Gosaugeb. (82), L., S. 42, Taf. 7,
Fig. 1—2.
1873. Protocardium Hillanum, Geinitz, Elbtalgeb. (21), 1., S. 230, Taf. 1, Fig. 11—12.
1877. — — Frit, Weißenberger und Malnitzer Sch. (11), S. 112, Fig. 64.
1897. — — Frit, Chlomeker Sch. (15), S. 52.
1885. — — Friö, Iserschichten (12), S. 98.
1908. Protocardia Hillana, W oods, Cretac. Lamellibr. (72), IL., S. 197, Taf. 31, Fig. 6;
Taf. 32, Fig. 1--6.
1911. Protocardium Hillanum, Frit, Koryc. vrstvy (10), S. 32, Fig. 140.
Diese allgemein verbreitete Art kommt unter anderen im fran-
zösischen Cenoman, im englischen Upper Greensand und Cenoman, in
der Gosaukreide, im sächsischen Cenoman, in Böhmen in den Kory-
caner, Weißenberger und Malnitzer, Iser und Chlomeker Schichten,
nach Zahälka in den Zonen Ia, II, III, IV, V, IX, Xb,c vor. Bei
Neratovic bloß ein Steinkern.
Genus: Gardium Linn.
Cardium cenomanense d’Orbigny.
Tat. V (ID), Fig. 8.
1844. Cardium cenomanense, d’Orbigny, Paleont. franc. (44), S. 37, Taf. 249,
Fig. 5-9.
1873. — — Geinitz, Elbetalgeb. (21), I., S. 229, Taf. 50, Fig. 9.
[33] Die Kreidefauna von Neratovie in Böhmen. 299
1908. Cardium sp., Woods, Cretac. Lamellibr. (72), II., S. 205, Taf. 32, Fig. 16.
? 1911. — alutaceum, Fri, Korye. vrstvy (10), 8. 31, Fig. 138.
Höhe: 10, 12 mm. Länge: 10, 115 mm.
Die stark gewölbte Schale ist fast kreisrund. Der Hinterteil
der Schale ist etwas kürzer und steiler als der Vorderteil, der Hinter-
rand fast gerade. Flache Radialstreifen verlaufen über die Schalen
und werden von viel schmäleren Furchen getrennt, in denen kleine
Höcker sich erheben. Die Wirbel umgebogen und fast in der Mitte
liegend. ©. alutaceum bei Fri (Korycaner Schichten) dürfte hierher
gehören. Fric führt als Synonymon dieser Art auch Ü. cenomanense
an; auch Geinitz hält die böhmische ©. alutaceum für wahrscheinlich
C. cenomanense.
Vorkommen. Nach d’Orbigny im französischen Cenoman,
nach Woods im Chalk rock Englands, nach Geinitz im unteren
Pläner und cenomanen Konglomeratschichten Sachsens, nach Nötling
(42, S. 31) in den baltischen Cenomangeschieben, nach Friö in den
Korycaner Schichten Böhmens. Bei Neratovic drei Steinkerne mit
spärlichen Skulpturresten.
Cardium deforme Geinitz.
Taf. V (ID), Fig. 9.
1872. Cardium deforme, @einitz, Elbtalgeb. (22), Il., S. 64, Taf. 18, Fig. 8.
1889. — — Fri£, Teplitzer Sch. (13), S. 72, Fig. 56.
Höhe: 14 mm. Länge: 10 mm. Breite: 13°5 mm.
Die Schalen sind stark zusammeng£öpreßt; von der Mitte des
“stark hervorspringenden, schwach nach vorn gedrehten Wirbels
verläuft zum Unterrande ein scharfer Kiel. Von diesem fällt die
Schale nach hinten sehr steil, nach vorn weniger steil und gewölbt
ab. Ober- und Unterrand streichen schief von rechts vorn nach links
hinten. Der Oberrand springt vorn hervor und geht hinten schräg
in den schwach konvexen Hinterrand über. Unter- und Vorderrand
sind stärker konvex.
Ueber die Oberfläche ziehen höckerige Querstreifen, welche von
konzentrischen Streifen gekreuzt werden. Die Skulptur ist jedoch
undeutlich erhalten. x
Vorkommen. Nach Geinitz im Plänerkalke von Strehlen
in Sachsen und im senonen Kreidemergel bei Essen in Westfalen.
In den Sammlungen des böhmischen Landesmuseums sah ich ein
sehr großes Exemplar dieser Art aus den Teplitzer Schichten aus-
gestellt. Es tritt also zu den spärlichen Fundorten dieser Art aus
dem Turon und Senon als neuer Fundort Neratovic hinzu. Ich fand
bloß einen Steinkern.
Corbula sp.
Ein Steinkern einer Corbula-Art erinnert am meisten an Corbula
elegans Sowerby. Auch in den Sammlungen des böhmischen Landes-
Jahrbuch d. k. k. geol. Reichsanstalt, 1917, 67. Band, 2. Heft. (Dr. J. Woldfich.) 39
300 Dr. Josef Woldirich. [34]
museums ist Corbula elegans aus den Korycaner Schichten Böhmens
ausgestellt. Friö führt sie in seinen Korycaner Schichten jedoch
nicht an.
Familie: Ostreidae Lam.
Genus: Ostrea Linn.
Ostrea diluviana Linne.
Nach Woods sind folgende böhmische Arten synonym:
1846. Ostrea carinata, Reuß, Versteiner. (56), 1I., S. 38.
1846. Ostrea diluviana, Reuß, Versteiner. (56), II., S. 38, Taf. 30, Fig. 16—17;
Taf. 41, Fig. 1; Taf. 45, Fig. 1. =
1883. — — Friö, Iserschichten (12), S. 120, Fig. 95.
? 1889. — frons, Friö, Teplitzer Sch. (13), S. 87, Fig. 86.
? 1897. — — Frit, Chlomeker Sch. (15), S. 68.
1911. — carinata, Frit, Korye. vrstvy (10), S. 48, Fig. 218.
1911. — dilwiana, Fric, Koryc. vrstvy (10), S. 48, Fig. 216.
Diese Art weist eine ungeheure horizontale und vertikale Ver-
breitung auf; sie wird andernorts aus der Unter- und Oberkreide an-
geführt. In Böhmen nach Friö in den Korycaner, Iser, wahrscheinlich
auch in den Teplitzer und Chlomeker Schichten, nach Zahälka (79)
in den Zonen II, IX und Xa Böhmens.
Von Neratovie liegen zahlreiche Schalen und Steinkerne vor.
Ostrea vesicularis Lamarck.
Taf. VI (III), Fig. 1.
1846. Ostrea orerculata, Reuß, Versteiner. (56), II., S. 41, Taf. 28, Fig. 9, Taf. 30,
Fig. 12.
1846. Ostrea vesicularis, Reuß, Versteiner. (56), Il., S. 37, Taf. 29, Fig. 21 u. 22;
Taf. 30, Fig. 1—8.
1846. — hippopodium, Reuß, Versteiner. (56), Il., S. 39, Taf. 28, Fig. 10-15
und 17 u. 18; Taf. 29, Fig. 1-18; Taf. 30, Fig. 13 u. 14 (?).
1847. — — d’Orbigny, Paleont. franc. 44), IIL, S. 731, Taf. 481, Fig. 1-6;
Taf. 482.
1847. — vesicularis, d’Orbigny, Pal&ont. franc. (44), IIL, S. 742, Taf. 487.
1872. -- hippopodium, Geinitz, Elbtalgeb. (21), I., S. 177, Taf. 39, Fig. 12—27;
Taf. 40, Fig. 1—3. x
1872. — — Geinitz, Elbtalgeb. (22), II, S. 30, Taf 8, Fig. 5—7.
1877. — — Frit, Weißenberger und Malnitzer Sch. (11), S. 140, Fig. 137.
1883. — — Frit, Iserschichten (12), S. 122, Fig. 98.
1911. — — Friö, Koryc. vrstvy (10), S. 48, Fig. 217.
1912. — vesieularis, Woods, Cret. Lamellibr. (72), II, S. 360, Taf. 55, Fig. 4—9,
Textfig. 143—182.
Die mehr oder weniger konkaven Oberschalen sind von sehr
verschiedener Form ; meist sind sie rundlich oder auch oval in
die Höhe oder Länge gezogen. Auch findet man flügelartige Aus-
breitungen der Schale nach hinten oder vorn. Längs des Mantel-
saumes pflegt die Innenseite der Schale insbesondere auf der oberen
Hälfte wulstig erhoben zu sein.
[35] Die Kreidefauna von Neratovic in Böhmen. 301
In beiden Seiten des Schlosses ist der Rand auf der Innenseite
der Schalen bis zu einer gewissen Entfernung gekerbt, während der
übrige innere Schalenrand glatt, oft auch schwach gefaltet erscheint.
Die Bandgrube ist seicht und verläuft auf der rechten Schale
schief von unten vorn nach oben hinten. Sie bedingt eine schmale
Ausbuchtung des Schloßrandes.
Der große Muskeleindruck liegt in der Mitte der Schalenhöhe
oder etwas über derselben; öfters ist er auch einigermaßen gegen
die Hinterseite der Schale gerückt. Seine Gestalt ist etwa halbkreis-
förmig mit bogenförmigen konzentrischen Streifen.
Die Außenseite ist mit konzentrischen Anwachsstreifen versehen,
sonst glatt; auf der Oberfläche der Schalen haben sich oft Bryozoen
und Serpulen angesiedelt. ’
Identisch mit dieser Art ist die von Reuß beschriebene Ostre«a
operculata. Hierher gehört ferner auch die von Reuß, d’Orbigny,
Geinitz, Frie u.a. als O. hippopodium angeführte Art, welche
nach Peron (47), Müller (39) und Woods bloß eine Form von
O. vesicularis darstellt, bei welcher die ganze oder fast die ganze
Oberfläche der linken Schale angeheftet ist, weshalb die Schale fast
flach ist, während die wenig angeheftete gewölbte Gryphaeenform in
der Literatur als Gryphaea (Ostrea) vesicularis bezeichnet wird.
Vorkommen. Ueberaus häufig und aushaltend in vertikaler
sowie in horizontaler Verbreitung. Bekannt aus der Unter- und Öber-
kreide. In Böhmen aus dem unteren und oberen Plänerkalke, Pläner-
sandsteine, Exogyrensandsteine (Reuß), aus den Korycaner, Weißen-
berger, Malnitzer und Iser Schichten (Fri£) u. a. O. vesicularis gehört
zu den häufigsten Versteinerungen bei Neratovice und bildet mit den
übrigen Ostreen und Exogyren ganze Bänke.
Genus: Exogyra Say.
Exogyra conica (Sowerby).
? 1846. Exogyra plicatula, Reuß, Versteiner. (56), II, S. 44, Taf. 31, Fig. 5 - 7
1872. Ostrea (Exogyra) conica, Geinitz, Elbtalgeb. (21), I., S. 183, Taf. 40,
Fig. 8—13.
1872. — — Geinitz, Elbtalgeb. (22), II., S. 30, Taf. 8, Fig. 14.
? 1877. Exogyra — Fri, Weißenberger = Malnitzer Sch. (11), S. 139, Fig. 134.
? 1883. — — Frit, Iserschichten (12), S. 117, Fig. 92.
? 1885. — — Nötling, Balt. Bent tnanzäsch: (42), S. 14, Taf. Il, Fig. 1—2.
1912. — — Woods, Cret. Lamellibr. (72', IL, S. 407, Textfiguren 215 —242.
(Hier auch Synonyma!)
Höhe: 121), 13, 15 mm. Länge: 9'), 10, 11 mm.
Die linken Schalen dieser der Exogyra columba ziemlich ähnlichen
Art unterscheiden sich von derselben außer durch den dickeren
Wirbel insbesondere durch den schärferen Kiel, der von den Wirbeln
zur hinteren, unteren Ecke der Schale verläuft. Von diesem Kiele
fällt der flache bis schwach konkave Hinterteil der Schale steil
y (Juergestreifte Schale der #. conica, var. undata Sow.
39*
302 Dr, Josef Woldrich. [36]
unter rechtem Winkel ab, während der Vorderteil stark gewölbt er-
scheint. Der Vorderrand ist gerundet und geht unter stumpfem Winkel
in den Unterrand über; der Hinterrand ist gerade.
Die Wirbel sind stark einwärts und mäßig nach rückwärts
gedreht. Die Oberfläche der dicken Schalen ist bis auf spärliche An-
wachsstreifen meist glatt. Doch beobachtet man bei manchen Exemplaren
stumpfe Querstreifen, welche nach d’Orbigny und Geinitz nur
bei Jugendformen vorkommen sollen. Nötling fand jedoch glatte
und gestreifte Jugendformen dieser Art beisammen, ebenso ich bei
Neratovic. Die quergerippten Schalen pflegen also mit Recht als
Exogyra conica var. undata angesprochen zu werden.
Vorkommen. In der Unterkreide und im Cenoman Englands
(Woods), im Cenoman Frankreichs (d’Orbigny), im unteren
Quader, unteren Pläner, Mittelpläner und Plänerkalke Sachsens
(Geinitz), in Böhmen in den Dfinover Knollen und im Vehlovicer
Pläner nach Fric, in den Zonen IVb, Va, VII-Xa Zahälka’s usw.
Bei Neratovic mehrere Exemplare.
Exogyra columba Lumarck.
? 1846. Exogyra columba, Reuß, Versteiner. (56), Il., S. 43, Taf. 31, Fig. i—4.
1872. Ostrea (Exogyra) — seinitz, Elbtalgeb. (21), I., S. 181, Taf. 40, Fig. 4—7.
1877. Exogyra — Fri, Weißenberger und Malnitzer Sch. (11), S. 139, Fig. 135.
1911. — — Fri£, Korye. vrstvy (10), S. 47, Fig. 212.
1912. — — Woods, Cret. Lamellibr. (72), II., S. 413, Textfig. 243— 248.
Bei Neratovic fand ich mehrere junge Exemplare dieser Art.
Es ist oft recht schwierig, dieselben von jungen Schalen der P. conica
zu unterscheiden. Doch pflegt bei letzterer der über den Schalen-
rücken verlaufende Kiel schärfer ausgeprägt zu sein, der Hinterteil
der Rückenfläche ist flacher und die Wirbel sind mehr angewachsen.
Vorkommen. Diese sehr verbreitete Art findet sich im
französischen Albien (Barrois, 2) und Cenoman (d’Orbigny, 44,
S. 723), im Upper Greensand und Cenoman Englands (Woods),
im Unter-, Mittel- und Ober-Quader Sachsens (Geinitz), in den
Korycaner, Weißenberger und Malnitzer Schichten Böhmens (Fri?),
daselbst in den Zonen II—IX nach Zahälka (79).
Exogyra haliotoidea Sowerby.
Taf. VI (IID, Fig. 2a—d.
1833. Exoyyra haliotoidea, Goldfuß, Petref. Germaniae (23), S. 38, Taf. 88,
Fig. 1a—e.
? 1838. — auricularis, Foldfuß, Petref. Germaniae (23), S. 39, Taf. 88, Fig. 2.
? 1833. — planospirites, Goldfuß, Petref. Germaniae (23), S. 39, Taf. 88, Fig. 3.
1846. Exogyra haliotoidea, Reuß, Versteiner. (56), 1I., S. 44, Taf. 27, Fig. 5, 9, 10;
Taf. 31, Fig. 8—10.
1847. Ostrea — d’Orbigny, Pal6ont franc. (44), S. 724, Taf. 478, Fig. 1—4.
1871. Exogyra — Stoliczka, Pelecypoda (61), III, S. 458, Taf. 36, Fig. 7;
Taf. 37, Fig. 1-3.
[37] Die Kreidefauna von Neratovie in Böhmen. 303
1872. Exogyra haliotoidea, Geinitz, Elbtalgeb. (21), I., S. 184, Taf. 41, Fig. 1—13.
1911. — — Fri, Korye. vrstvy (10), S. 47, Fig. 211.
1912. — conicaa Woods, Cret. Lamellibr. (72), 1T., S. 407, Textfiguren 215—242
(teilweise).
Höhe: 5, 22, 27, 33, 36 mm. Länge: 3-5, 13, 18, 24, 25 mm.
Uns liegen von Neratovie insgesamt rechte (Ober-) Schalen in
verschiedener Größe und Variation vor.
Die Außenseite der Schalen ist durch Anwachslinien konzen-
trisch gestreift; öfters kommen jedoch auch gekrümmte Querstreifen
vor, wie bei Geinitz (Fig. 1, 2, 7). Die Innenseite ist glatt, schwach
konkav mit einem deutlichen, großen Muskeleindrucke, welcher ex-
zentrisch liegt und dem Hinterrande näher gerückt ist. Der scharfe
Hinterrand der Innenseite ist von einem senkrecht zum Rande kerbig
gestreiften Bande begleitet, welches in der Ligamentgrube seine Fort-
setzung findet. Auch die Innenseite des Vorderrandes pflegt deutlich
gekerbt zu sein. Was die Gestalt des sich erhebenden Vorderrandes
anbelangt, kann man zweierlei Schalenformen unterscheiden. Bei der
einen ist der Vorderrand einfach konvex (Fig. 2a) mit lamellen-
förmigen Erhebungen der Anwachsstreifen, bei der anderen ist er
jedoch sehr scharf und deutlich gefaltet. (Fig. 2b, d). Zwischen beiden
Formen finden sich Uebergänge, indem die Falten allmählich flacher
werden, so daß sie voneinander nicht getrennt werden können.
D’Orbigny erwähnt die Fältelung des Vorderrandes bloß bei Jugend-
formen, ich fand sie jedoch in allen Stadien, bei den älteren Schalen
sogar noch viel deutlicher als bei den jüngeren.
Die Wirbel sind spiral gedreht; ihre Windungen sind enger
oder weiter, bisweilen auch sehr weit; in letzterem Falle ähnlich wie
Ex. aurieularıs und Ex. planospirites bei Goldfuß. Die extremen
Formen sind durch Uebergänge miteinander verbunden, so daß wohl
auch die genannten Goldfuß’schen Arten zu Exogyra haliotoidea
gehören:
Die innere Ligamentgrube liegt randlich knapp unter dem Wirbel
und ist gekrümmt. Ihr Vorderrand erhebt sich zu einer hohen, bogen-
förmigen und schwieligen Zahnfalte. Der vordere, steilere Rand der
Grube ist deutlich gekerbt, die Kerben verlaufen fast radial gegen
ihre Mitte. Vom oberen vorderen Teile der Randgrube verläuft öfters
in ihr Inneres ein höckerförmiger Fortsatz. Derselbe nimmt manch-
mal an Größe zu, ja trennt sich schließlich ganz ab und liegt dann
als selbständiger Höcker in der Ligamentgrube (Fig. 2a). Oft erhebt
sich auch ein Teil der erwähnten schwieligen Zahnfalte in Form eines
deutlichen, stumpfen Zahnes.
Nach Peron (47) sollen die Schalen der Kxogyra haliotoidea,
welche d’Orbigny aus dem französischen Cenoman abbildet, bloß
Formen der Ex. conica sein, welche infolge ihrer großen Anheftungs-
fläche etwas modifiziert sind; sie kommen auch in denselben Schichten
wie typische Exemplare der #x. conica (mit kleiner Anheftungsfläche)
vor. Derselben Ansicht ist auch Woods, welcher die Ex. haliotoidea
aus dem Upper Greensand Englands für eine kleine Form von
304 Dr. Josef Woldrfich. [38]
E. conica mit großer Anheftungsfläche hält und Uebergänge von der
einen zur anderen anführt.
Man findet leider weder bei d’Orbigny noch bei Woods
eine Abbildung und Beschreibung der Innenseite der rechten Schale
von E. haliotoidea. Stoliczka’s Fig. 3 zeigt keine Skulptur. Die
Beschreibung dieser Art bei Goldfuß (Fig. 1c—e) paßt völlig auf
die böhmischen Exemplare; ebenso bei Reuß. Geinitz bildet auch
eine linke angewachsene Schale mit senkrecht aufgerichtetem Vorder-
rande ab (21, Taf. 41, Fig. 3), auf welchem ein ähnlich gestreifter
Rand und eine ähnliche Skulptur auftritt wie bei der rechten Schale.
Ich finde dies nicht bei E. conica, von welcher auch sonst die
Geinitz’sche Abbildung ganz wesentlich abweicht. Deshalb möchte
ich auf zwei auffallende Tatsachen hinweisen. Die überaus zahlreichen
Exemplare der E. haliotoidew« von Neratovic sind insgesamt rechte
Schalen; ich fand hier jedoch anderseits kein einziges Exemplar
einer linken Schale von E. conica, die ihrer Größe und Skulptur nach
ersterer entsprechen möchte. Ich kann mich nicht entscheiden, auch
die böhmischen und sächsischen Schalen der E. haliotoidea mit
E. conica zu vereinigen,
Vorkommen. In Frankreich im Aptien, Albien und Cenoman
nach d’Orbigny und Barrois (2): Woods bildet rechte Schalen
der Ex. conica, die unserer E. haliotoidea entsprechen, aus dem
Chalk Marl (Cenoman) und der Zone of Holaster subglobosus ab. Nach
Goldfuß im Grünsand von Essen, nach Geinitz im unteren Quader-
sandstein, Grünsand, unterem Pläner und cenomanen Konglomerät-
schichten in Sachsen, nach Reuß an zahlreichen Orten im Exogyren-
sandstein, Hippuritenkalke und in Konglomeratschichten der Kreide
Böhmens, nach Fri? in den an Schichten etc. Bei Neratovic
sehr häufig.
Il. Gastropoda.
Familie: Fissurellidae Carp.
Genus: Emarginula Lam.
Emarginula sp. (conica?). Binkhorst.
1861. Emarginula conica, Binkhorst, Monographie des Gastropodes (3), S. 56,
Taf. 4, Fig 4
1910. — — Weinzettl, Gastropoda (66), S. 8, Taf. I, Fig. 24—27.
1911. — — Fri£, Koryc. vrstvy (10), S. 12, Fig. 43.
Spitze nur wenig exzentrisch, Vorderseite mit Rinne. Die von
den Seiten schwach zusammengedrückten Gehäuse sind mit Quer-
und Längsfurchen versehen.
Vorkommen. Nach Weinzettl und Friö hauptsächlich nur
Steinkerne bei Korycan; ebenso bei Neratovic (3 Exemplare).
L
[39] Die Kreidefauna von Neratovie in Böhmen. 305
Familie: Trochidae d’Orbigny.
Genus: Trochus Linne.
Subgenus: Graspedotus.
Trochus (Craspedotus) Geslini d’Archiae.
Taf. VI (IID), Fie. 3 u. 4.
? 1841. Trochus Reichi, Geinitz, Charakteristik (19), S. 47, Taf. 15, Fig. 24.
1847. Turbo Geslini, d’Archiac, foss. du Tourtia (1), S. 339, Taf. 23, Fig. 7.
1850. Trochus imbricatus, Geinitz, Quadersandstein (20), S. 130.
1874. Turbo Geslini, Geinitz, Elbtalgeb. (21), I., S. 252, Taf. 55, Fig. 10.
? 1874. Trochus Reichi, Geinitz, Elbtalgeb. (21), I., S. 252, Taf. 55, Fig. 11.
1905. Trochus (Craspedotus) Geslini, Deninger, Gastrop. (6), S. 6 u. 7.
1909. Trochus Geslini und Reichi (?) Wanderer, Tierversteiner. (65), S. 49,
Taf. 8, Fig. 12 u. 13.
1910. Turbo Geslini, Weinzettl, Gastrop. (66), S. 11, Taf. Il, Fig. 16—19.
1911. — — Frit, Korye. vrstvy (10), S. 14, Fig. 51.
Höhe: 7°5, 13, 19 mm.
Die Oberfläche der wenig konvexen, fast flachen Umgänge ist
mit Längsstreifen versehen, welche von zahlreichen Querstreifen
durchkreuzt werden; letztere setzen am obersten Längsstreifen an
und enden beim untersten. Die Zwischenräume der so entstehenden
Gitterskulptur sind schief und fein gestreift. An der Kreuzungsstelle
der Längs- und Querstreifen entstehen höckerartige Erhebungen. Die
Basis ist mit höckerigen, parallelen Längsstreifen besetzt; die
Zwischenräume zwischen denselben sind gleichfalls schief und fein
gestreift. Zwischen den einzelnen Umgängen befindet sich eine
deutliche Naht.
D’Archiaec war die Mündung des Gehäuses unbekannt. Sie
wurde jedoch von Deninger und Weinzettl beschrieben. Nach
der gezähnten Innenlippe und wulstigen Außenlippe gehört diese Art
nicht zu Turbo, wie d’Archiac, Geinitz (Elbtalgebiet), Wein-
zettl und Fri angeben, sondern zu Trochus. Dies hob bereits
Deninger hervor, dessen Arbeit bei Weinzettl und Frit
unberücksichtigt blieb.
Wahrscheinlich gehört zu unserer Art auch Trochus Reichi bei
Geinitz. Wanderer führt als Unterschied zwischen beiden an,
daß bei 7. Reichi der Gewindewinkel wesentlich spitzer ist als bei
T. Geslini. Doch scheinen, wie auch Weinzettl beobachtete, jüngere
Exemplare von T. @Geslini schlanker zu sein als ältere, wodurch dieser
vermeintliche Unterschied entstehen könnte. Ebenso gehört hierher
auch Trochus imbricatus bei Geinitz (Quadersandsteingebiet).
Bei zwei unserer größeren Steinkerne sind auf der Oberfläche
der Umgänge fast nur die höckerigen Querstreifen zu sehen, während
die Längsstreifen nur schwach angedeutet sind. Die Gehäuse erinnern
sehr an Trochus Requienianus d’Orbigny (43, IL, S. 186, Taf. 177,
Fig. 13—14); dasselbe sagt Geinitz (Quadersandsteingebiet) betreffs
des Trochus imbricatus. Ein ähnliches Gehäuse von Trochus Requienianus
wird auch von Fri? (16, Misellanea, S. 17, Taf. 6, Fig. 5 und 10,
306 Dr. Josef Woldfich. [40]
S.14, Fig.12) abgebildet. Frid betont auch, daß Turbo (?) Requienianus
dem Turbo Geslini ähnlich, jedoch glatt ist.
Was wohl unsere Art wesentlich von dem Turbo Requienianus
unterscheiden müßte, ist seine Mündung, welche nach d’Orbigny
zusammengedrückt ist und keine Zähne besitzt.
Vorkommen. Nach Geinitz und Deninger im unteren
Pläner von Plauen und Koschütz und in den Konglomeratschichten
von Oberau in Sachsen, nach d’Archiac in der Tourtia Belgiens,
Weinzettl und Fri& führen die böhmischen Fundorte nicht an. Bei
Neratovic mehrere Exemplare, teilweise mit wohlerhaltenem Gehäuse.
Genus: Turbo Linne.
Turbo retifer J. Böhm.
Taf. VI (II), Fig. 5.
1851. Turbo paludiniformis, Müller, Monogr. (40). II, S. 44, Taf. 5, Fig. 10.
1885. — retifer, J. Böhm, Grünsand (4), S. 36.
1888. — — Holzapfel, Aachener Kreide (28), S. 169, Taf. 17, Fig. 1—4.
Die Umgänge des kegelförmigen Gehäuses sind durch scharfe
Nähte getrennt. Die’ Skulptur ist gitterartig und die Zwischenräume
zwischen den Längs- und Querrippen sind quadratförmig. Nach Holz-
apfel ist die Innenlippe vorn ein wenig umgeschlagen. Die Ab-
bildung bei Müller. gibt kein getreues Bild, wie Verfasser selbst
bemerkt.
Vorkommen. Grünsand von Aachen. Bei Neratovic ein
ziemlich gut erhaltenes Gehäuse eines älteren Individuums (Höhe
dreier Umgänge zirka 12 mm).
Familie: Turritellidae Gray.
Genus: Turitella Lam.
Turitella sp.
Mehrere Steinkerne einer TZuritella-Art, die ich nicht gut zu be-
stimmen vermag, da ihr Erhaltungszustand viel zu wünschen übrig läßt.
Familie: Cerithiidae (Förussac) Menke.
Genus: Gerithium Adanson.
Cerithium sp. cf. Guentheri Geinitz.
1874. Cerithium Guentheri, Geinitz, Elbtalgeb. (21), I., S. 267, Taf. 59, Fig. 19.
Die Umgänge des kegelförmigen Gehäuses sind mit wulstigen
oft gebogenen Querfalten bedeckt. Außerdem ist auch eine fein
konzentrische Streifung zu beobachten.
Nach Geinitz ist die Mündung unten in einen schmalen Kanal
verlängert und an der inneren Seite der Außenlippe mit drei Höckern
versehen; auch der obere Teil der Innenlippe ist höckerig.
[41] Die Kreidefauna von Neratovice in Böhmen. 307
Von Cer. Guerangeri d’Orbigny (43, S. 374, Taf.231, Fig. 5—6)
unterscheidet sich diese Art durch die flachere Basis und ihre
Mündung.
Vorkommen. Selten im unteren Pläner von Plauen und bei
Koschütz in Sachsen (Geinitz). Bei Neratovic ein Exemplar.
Cerithium ternatum Reuß.
Taf. VI (III), Fig. 6.
1845. Cerithium ternatum, Reuß, Versteiner. (56), I., S. 42, Taf. 10, Fig. 3.
? 1851. — foveolatum, Müller, Monogr. (40), S. 48, Taf. 6, Fig. 3.
1852. — sociale, Zekeli, Gosaugastrop. (81), S. 95, Taf. 17, Fig. 4.
1874. — — Geinitz, Elbtalgeb. (21), 1., S. 269, Taf. 60, Fig. 9.
? 1874. — aequale, Geinitz, Elbtalgeb. (21), I., S. 269, Taf. 60, Fig. 8.
? 1885. — — Nötling, Balt. Cenomangesch. (42, S. 39, Taf. 7, Fig. 14.
1905. — ternatum, Deninger, Gastrop. (6), S. 15, Taf. III, Fig. 14—15.
1910. — sociale, Weinzettl, Gastrop. (66), S. 36, Taf. 6, Fig. 3.
1911. — — Friö, Korye. vrstvy (10), S. 24, Fig. 109.
Das Gehäuse ist sehr schlank und hoch, turmförmig. Die Höhe
von sechs Windungen beträgt bei einem Exemplar 12 mm, die Breite
der Basis 55 mm. Die Spitzen unserer Exemplare sind abgebrochen,
Die Umgänge der Schale sind flach, an Steinkernen konvex und
durch eine scnmale Naht voneinander getrennt.
Sie sind mit 3—4 Spiralreihen von Knoten verziert, die durch
Längs- und Querleisten miteinander verbunden sind, so daß zwischen
je vier Knoten ein vertieftes, glattes Feld entsteht und die Skulptur
netzförmig erscheint.
Reuß, Geinitz, Deninger geben nur drei granulierte Längs-
streifen, beziehungsweise Gürtel an. Nach Weinzettl tritt auf
dem letzten Umgang ein vierter Streifen hinzu. Bei unseren
Exemplaren treten häufiger vier Streifen auf; doch ist sonst kein
Unterschied in Skulptur, Gestalt und Mündung vorhanden, so daß ich
dieses Merkmal nicht für genügend erachte, unsere Schalen für eine
andere Art betrachten zu können; höchstens liegt eine Varietät vor.
Mündung rundlich-viereckig, Kanal kurz, Basis konzentrisch
gestreift.
Cer. foveolatum Müller ist der Skulptur nach unserer Art ganz
ähnlich, aber der untere Teil des nicht so schlanken Gehäuses ist
. bei der Mündung verhältnismäßig breiter. Bei Üer. ternatum Reuß ragt
der mittlere der drei Längsstreifen auf den Umgängen etwas mehr
hervor, während dies bei Üer. sociale Zekeli nicht der Fall ist, was
wohl zu einer Abtrennung dieser Arten nicht hinreicht. Bei Cerithium
aequale führt Geinitz nur zwei granulierte Gürtel auf den Umgängen
an. Deningers Exemplare aus Sachsen sind viel kleiner als die
unsrigen. Bei Nötlings Cer. aequale stehen die einzelnen Körner
sowie die beiden Reihen eines Umganges mehr auseinander.
Vorkommen. Nach Müller im Grünsand von Vaelsbrug,
nach Zekeli im Gosaumergel, nach Geinitz und Deninger im
unteren Pläner von Plauen in Sachsen, nach Nötling in den
Jahrbuch d. k. k. geol. Beichsanstalt, 1917, 67. Band, 2. Heft. (Dr. J. Woldfich.) 40
308 Dr. Josef Woldiich. [42]
baltischen Cenomangeschieben, nach Reuß in den Konglomeraten von
Meronitz, nach Weinzettl und Friö in den Korycaner Schichten
bei Korycan in Böhmen. Bei Neratovic drei Fragmente.
Familie: Fusidae Tryon.
Genus: Fusus Lam.
Fusus electus (Geinitz).
1874. Trophon electum, Geinitz, Elbtalgeb. (21), I., 8. 264, Taf. 59, Fig. 13.
1905. Fusus electus, Deninger, Gastrop. (6), S. 22.
1910. Tritonium robustum, Weinzettl, Gastrop. (66), S. 43, Taf. 7, Fig. 1
(Fig. 2- 4°).
1911. — — Frit, Koryc. vıstvy (10), S. 27, Fig. 122.
Die Umgänge des Gehäuses sind mit groben Quer- und Längs-
falten bedeckt, an deren Kreuzungsstellen hohe Knoten entstehen.
Die Zwischenräume sind tief und rechteckig. Nach der Skulptur
entsprechen jedenfalls unsere Exemplare der Geinitz’schen Art
Trophon electum, da seiner Ar Tritonium robustum die groben
Längsfalten fehlen.
Vorkommen. Im unteren Pläner Sachsens (Geinitz,
Deninger), in den Korycaner Schichten Böhmens (Weinzett|],
Frit). Bei Neratovic mehrere junge und ältere Exemplare.
Fusus n. sp.
Taf. VI (ID, Fig. 7.
Nur die letzten Umgänge dieses schlanken Gehäuses sind er-
halten. Die Naht zwischen den Windungen ist ziemlich tief -ein-
geschnürt; letztere werden von stumpfen Querfalten durchzogen,
welche am meisten in der Mitte der Umgänge hervorragen und von
Längsstreifen gequert werden.
In der Nähe der Mündung und am letzten Umgange sind Reste
der schwarzen Schalenoberfläche erhalten. Man sieht, daß dieselbe
außerdem fein längsgestreift war. Die Längsstreifen sind bald stärker,
bald schwächer; insbesondere die stärkeren sind deutlich höckerig.
Kanal lang und schmal, Mündung oval.
Diese Art erinnert einigermaßen an F. Olementinus d’Orbigny
(43, S. 339, Taf. 223, Fig. 8), dessen Schalenoberfläche jedoch nicht
bekannt ist. D’Orbigny bildet bloß einen Steinkern ab. Da bei
Neratovic bloß ein unvollständiges Gehäuse aufgefunden wurde, möge
die Art erst nach neueren, besseren Fundstücken benannt werden.
Genus: Fasciolaria Lam.
Faseiolaria elongata Sowerby.
1842. Pyrula fenestrata, Geinitz, Charakteristik (19), S. 72, Taf. 18, Fig. 13.
1842. Pleurotoma remote-lineata, Geinitz, Charakteristik (19), S. 70, Taf. 18, Fig. 5.
1852. Fasciolaria nitida, Zekeli, Gosaugastrop. (81), S. 92, Taf, 16, Fig. 10,
[43] Die Kreidefauna von Neratovie in Böhmen. 309
1852. Fusus tesselatus, Aekeli, Gosaugastrop. (81), S. 90, Taf. 16, Fig. 6.
1874. Voluta elongata, Geinitz, Elbtalgeb. (22), I[., S. 172, Taf. 31, Fig. 1.
1887/8. Fasciolaria elongata, Holzapfel, Mollusken der Aachener Kreide (28),
Ss. 87—90.
1910. Volut« elongata, Weinzettl, Gastrop. (66), S. 46, Taf. 7, Fig. 14 (teilweise).
1911. — — Frit, Koryc. vrstvy (10), S. 29, Fig. 127.
Mit der äußerst verwickelten Synonymik dieser und verwandter
Arten hat sich insbesondere Holzapfel befaßt, nach welchem von
den in der älteren Literatur angeführten Arten nur die fünf zu oberst
genannten hierher gehören, während andere vielfach als Voluta
elongata bestimmte Arten zu Volutoderma fenestrat« Röm. und Voluto-
derma elongata d’Orb. gehören. Zu Fasciolaria elongata Sow. möchte
ich auch noch die übrigen oben angeführten Arten rechnen.
Die letzte Windung ist höher als alle übrigen zusammen. Sie
ist mit zahlreichen Längsstreifen bedeckt, die durch Querfalten
gekreuzt werden. Spindel ziemlich lang und schmal.
Vorkommen. Im Plänersandstein und Plänerkalke Sachsens
(Geinitz), in der Gosaukreide (Zekeli), in den Korycaner und
auch jüngeren Schichten Böhmens (Fri®). Bei Neratovic ein voll-
ständigeres Exemplar und Fragmente.
Familie: Actaeonidae d’Orbigny.
Genus: Cinulia Gray.
Cinulia cassis (d’Orbigny).
Taf. VI (III), Fig. 8.
1842/3. Avellana cassis, d’Orbigny, Paleont. franc. (43), II., S. 138, Taf. 169,
Fig. 10-13.
1867. — elongata, Gu&ranger, Album paleont. (24), Taf. 9, Fig. 19.
1868. — sculptilis, Stoliczka, Gastrop. (62), S. 422, Taf. 27, Fig. 1; Taf. 28, Fig. 22,
1868. — elongata, Stoliczka, Gastrop. (62), S. 422, Taf. 27, Fig. 2; Taf. 28.
Fig. 23 —24.
1874. — sculptilis, Geinitz, Elbtalgeb. (22), II, S. 178, Taf. 29, Fig. 15.
1874 — cassis, Geinitz, Elbtalgeb. (22), II., S. 177.
Höhe: 11°’5 mm.
Der letzte Umgang nimmt den größten Teil der Höhe des
Gehäuses ein. Spitze stumpf. Flache, breite Längsstreifen (zirka 26
bis 27) bedecken die Umgänge. Die Zwischenfurchen sind gleichfalls
flach und quergestreift. Die Außenlippe ist verdickt und etwas nach
außen umgeschlagen.
Die Querstreifung in den Zwischenfurchen tritt bei allen oben-
genannten Arten sehr charakteristisch auf und ich bin der Ansicht,
daß man Arten, welche dieselbe nicht aufweisen, nicht hierher zählen
und als Synonyme betrachten kann. Ich möchte also nicht Cinulia
Humboldti, Avellana Archiaciana, Actaeum ovum mit unserer Art
vereinigen, wie dies Deninger (6, S. 32) tut. Sind ja doch bei den
zwei zuerst genannten Arten die Zwischenfurchen punktiert, bei der
leztten das Gehäuse glatt!
40*
310 Dr. Josef Woldrich. [44]
Vorkommen. Im Cenoman (Zone a Acanth. rotomagensis)
Frankreichs (d’Orbigny), im Turon Sachsens (Geinitz), in der
indischen Kreide (Arrialoor und Ootatoor-Gruppe (Stoliczka). Bei
Neratovic ein ziemlich gut erhaltenes Gehäuse.
Familie: Bullidae d’Orbigny.
Genus: Cylichna Loven.
Oylichna cylindracea Geinitz.
1841. Conus eylindracrus, Geinitz, Charakteristik (19), IIL, 8.72, Taf. 18, Fig. 18.
nicht ? 1845. — — Reuß, Versteiner. (56), S. 47, Taf. 11, Fig. 11 u. 19; S. 111,
Taf. 144, Fig. 15.
1874. Cylichna cylindracea, Geinitz, Elbtalgeb. (22), II., S. 178, Taf. 31, Fig. 12.
nicht ? 1893. — — Fri, Priesener Sch. (14), S. 86, Fig. 92.
? 1910. Tornatina ovata, Weinzettl, Gastrop. (66), S. 49, Taf. 7, Fig. 23— 24.
nicht ? 1910. Oylichna cylindracea, W einzettl, Gastrop. (66), S. 49, Taf. 7, Fig. 25.
? 1911. Tornatina ovata, Fri, Koryc. vrstvy (10), S. 29, Fig. 129.
Bei Neratovic bloß zwei Steinkerne. Auf einem derselben sind
Fragmente der glatten Schale erhalten. Es dürften wohl hierher nur
jene Arten zu zählen sein, deren Schale glatt ist, während mit ihr
vielfach in der Literatur Arten vereinigt werden, deren Gehäuse fein
längs- und quergestreift sind, z.B. Conus cylindraceus bei Reuß (56, I.,
S. 47, Taf. 11, Fig. 11,19; Fri (14, Fig. 92), Weinzettl u. a.
Vorkommen. Im Baculitenmergel Sachsens (Geinitz), in den
Korycaner Schichten Böhmens (Frit, Weinzett] u. a.).
Il. Brachiopoda,
Terebratula phaseolina Lamarck.
? 1846. Terebratula triangularis, Reuß, Versteiner. (56), II., S. 51.
1846. — ovoides, Reuß, Versteiner. (56), IIl., S. 52.
1846. — lentoidea, Reuß, Versteiner. (56), II., S. 53 (teilweise).
1847/9. — biplicata, XOrbigny, Paleont. franc. (45), IV. S. 95, Taf. 511,
Fig. 9—15.
1847/9. — phaseolina, d’Orbigny, Pal&eont franc. (45), IV., S. 109.
1868. — — Schlönbach, Brachiop. (59), S. 150, Taf. 5, Fig. 1.
1872. — — Geinitz, Elbtalgeb. (21), I., $. 153, Taf. 35, Fig. 1—24.
? 1874. — — Davidson, Brachiop. (5), S. 36.
1911. — — Fri, Koryc. vrstvy. (10), S. 55, Fig. 236.
Höhe: 6, 10, 16 mm. Länge: 5, 9, 13 mm. Breite: 3, 5°5, 75 mm.
Die Oberfläche der formenreichen und veränderlichen Schalen
ist deutlich, fein punktiert und mit feinen Anwachslinien versehen.
Bei älteren Exemplaren findet man auch eine undeutliche Radial-
streifung. Junge Individuen weisen keine Stirnfalte auf oder es ist
dieselbe nur schwach angedeutet, bei älteren Schalen ist jedoch die
Faltung des Stirnrandes deutlich ausgeprägt.
[45] Die Kreidefauna von Neratovie in Böhmen. 311
Bei Schlönbach und Geinitz tindet man die zahlreichen
Synonyma dieser Art.
Vorkommen. Nach d’Orbigny charakteristisch für die
untersten Cenomanschichten in Frankreich, nach Davidson im
Upper Greensand Englands, nach Geinitz die gewöhnlichste Tere-
bratula im unteren Pläner Sachsens, nach Zahälka (79, S. 47) im
Essener Grünsande in der Zone des P. asper oder auch Schlönh.
verians; nach Reuß im unteren Quader und Pläner und im
Hippuritenkalk, nach Schlönbach nur in der Zone der Trigonia
sulcataria und des Catopygus carinatus, nicht aus jüngeren Bee in
Böhmen bekannt. Außerdem werden von Fri, Jahn, Zahälkau.a.
zahlreiche Lokalitäten im Bereiche der Korycaner Schichten, insbe-
sondere ihrer Klippenfazies angeführt. Bei Neratovie überaus häufig.
Rhynchonella compressa Lamarck.
1839. Terebratula gallina, Geinitz, Charakteristik (19), I., S. 14.
? 1839. — alata, Geinitz, Charakteristik (19), IL, S. 14, Taf. 16, Fig. 14.
1839. — pectunculata, Geinitz, Charakteristik (19), T., S. 14, Taf. 16, Fig. 15.
1840. — gibbsiana, zeinitz, Charakteristik (19), II., S. 59, Taf. 16, Fig. 11 2.
1842. — triangularis, Geinitz, Charakteristik (19), IIL., S. 85, Taf. 19, Fig. 1—3.
1846. — depressa, Reuß, Versteiner. (56), IL, S. 46, Taf. 25, Fig. 9.
1846. — rostrata, Reuß, Versteiner. (56), II., S. 46, Taf. 42, Fig. 25.
1846. - latissima, Reuß, Versteiner. (56), II., S. 47.
1846. — gallina, Reuß, Versteiner. (56), II., 5. 47, Taf. 25, Fig. 1—2.
1868. Rhynchonella dimidiata, Schlönbach, Brachiop. (59), S. 156.
1872. — compressa, Geinitz, Elbtalgeb. (21), I., S. 163, Taf. 36, Fig. 1-30.
1911. — — Fri, Koryc. vrstvy (10), 8. 55, Fig. 237. ®
Insbesondere bei Schlönbach, Geinitz (Elbtalgebiet),
Davidson (5), Nötling (42, S. 14) findet man die reichlichen, mit
Rh. compressa synonymen Arten.
Vorkommen. Im französischen Cenoman (d’Orbigny), nach
Barrois (2) schon im Aptien; auch im Upper Greensand und
Cenoman Englands (Davidson). Geinitz bespricht insbesondere
eingehend die große Veränderlichkeit dieser Art und führt als Fund-
orte den unteren Quadersandstein und unteren Pläner in Sachsen an.
Schlönbach hält diese Art für charakteristisch für die Zone der
Trigonia sulcataria und des Catapygus carinatus in Böhmen, Nötling
(42, S. 14) weist insbesondere auf die Beziehungen zwischen £Ahyn.
depressa und Rh. compressa hin. Nach Fri? (11, S. 144) „kommt
in den Korycaner Schichten in Böhmen die Stammform Rh. compressa
vor. Hält man dieselbe für die cenomanen Schichten gesondert, so
lassen sich alle übrigen unserer Rhynchonellen unter Ah. plicatilis
vereinigen“, Zahälka (80) führt Rh. compressa aus seinen Schichten
II, Xa, b, ce an. Bei Neratovice sehr häufig.
312 Dr. Josef Woldfich. [46]
IV. Anthozoa.
Placoseris Geinitzi Bölsche.
1849. Turbinolia compressa, Geinitz, Quadersandsteingeb. (20), S. 232.
1871. Placoseris (?) Geinitzi, Geinitz-Bölsche, Elbtalgeb. (21), I., S. 4